UNIVERSITATEA DE ŞTIINŢE AGRICOLE ŞI MEDICINĂ VETERINARĂ BUCUREŞTI FACULTATEA DE AGRICULTURĂ
Conf. Dr. ILEANA FULVIA SĂNDOIU
BIOFIZICĂ şi AGROMETEOROLOGIE
BUCUREŞTI 2010
CUPRINS Partea I : BIOFIZICĂ
Pag.
CAPITOLUL 1: NOŢIUNI INTRODUCTIVE 1.1. Definiţia, obiectul de studiu şi ramurile biofizicii 1.2. Scurt istoric. Legătura biofizicii cu ale ştiinţe 1.3. Sisteme vii. Caracteristici definitorii 1.4. Elemente de construcţie pentru materia vie 1.5. Însuşiri fiziologice ale materiei vii 1.6. Mijloace de investigare utilizate în biofizică
5 5 7 8 9 9 10
CAPITOLUL 2: ELEMENTE DE MECANICA FLUIDELOR 2.1. Statica fluidelor. Presiunea hidrostatică. Ecuaţia fundamentală a hidrostaticii 2.2. Dinamica fluidelor. Ecuaţia de continuitate. Ecuaţia lui Bernoulli. Ecuaţia lui Poiseuille
12 13 14
CAPITOLUL 3: ELEMENTE DE FIZICĂ ATOMICĂ ŞI NUCLEARĂ. NOŢIUNI DE RADIOBIOLOGIE 3.1. Atomul. 3.1.1. Modele atomice. Atomul de hidrogen 3.1.2. Excitarea şi ionizarea atomilor 3.1.3. Radiaţia emisă de atomii multielectronici. 3.2. Fenomenul laser. Aplicaţii 3.3. Noţiuni de mecanică cuantică 3.4. Nucleul atomic. Fenomenul de radioactivitate 3.6. Particule fundamentale. Radiaţia cosmică
21 21 21 23 23 25 28 29 35
CAPITOLUL 4: SPECTROSCOPIE. TEHNICI ŞI METODE DE ANALIZĂ 4.1. Definiţii 4.2. Tranziţii cuantice 4.3. Spectre 4.4. Legile absorbţiei luminii 4.5. Principii constructive ale aparaturii utilizate în spectroscopia optică 4.6. Spectroscopia de absorbţie moleculară în IR 4.7. Spectroscopia de absorbţie moleculară în VIS şi UV
37 37 39 40 40 41 43 43
CAPITOLUL 5: NOŢIUNI DE BIOFIZICĂ MOLECULARĂ ŞI TERMODINAMICĂ BIOLOGICĂ 5.1. Legături intra şi intermoleculare 5.2. Stările de agregare ale materiei 5.3. Starea gazoasă 5.3.1. Gazul ideal. Legile gazului ideal 5.3.2. Gazul real. Ecuaţia de stare a gazelor reale 5.4. Starea lichidă 5.4.1. Proprietăţi ale stratului superficial al lichidelor. Tensiunea superficială 5.4.2. Fenomene care apar la contactul solid – lichid 5.4.3. Presiunea sub o suprafaţă curbă de lichid 5.4.4. Fenomene capilare. Aplicaţii 5.5. Fenomene de transport în gaze şi lichide 5.5.1. Conducţia termică
1
45 45 47 47 47 48 49 50 51 52 53 53 54
5.5.2. Difuzia. Importanţa ei în lumea vie 5.5.3. Osmoza. Aplicaţii 5.6. Apa 5.6.1. Structură şi proprietăţi 5.6.2. Apa în organismele vii 5.6.3. Importanţa apei în lumea vie 5.7. Noţiuni de termodinamică 5.7.1. Concepte de bază în termodinamică 5.7.2. Principiul I al termodinamicii 5.7.3. Principiile doi şi trei ale termodinamicii 5.8. Termodinamica proceselor ireversibile 5.8.1. Principiul I al termodinamicii proceselor ireversibile 5.8.2. Principiul al II-lea al termodinamicii. Formularea locală 5.8.3. Forţe şi fluxuri termodinamice 5.8.4. Aplicaţii în studiul sistemelor vii CAPITOLUL 6: BIOFIZICA STRUCTURILOR SUPRAMOLECULARE. NOŢIUNI DE BIOENERGETICĂ 6.1. Membrana celulară 6.2. Transportul prin membrana celulară 6.2.1. Transportul pasiv prin membrana celulară 6.2.2. Transportul activ prin membrana celulară 6.3. Activitatea electrică a membranei celulare
54 58 60 60 62 62 63 63 65 67 71 71 71 72 74
77 77 78 78 79 81
6.3.1. Potenţialul de repaus
81
6.3.2. Potenţialul de acţiune
82
6.4. Energetica celulară
83
CAPITOLUL 7: BIOFIZICA RADIAŢIILOR
85
7.1. Radiaţiile – formă de existenţă a materiei. Clasificare
85
7.2. Radiaţiile electromagnetice 7.2.2. Mărimi caracteristice undelor electromagnetice. Spectrul electromagnetic 7.2.3. Emisia radiaţiilor electromagnetice. Surse de radiaţii electromagnetice 7.3. Radiaţii ionizante şi neionizante 7.3.1. Interacţiunea radiaţiilor neionizante cu materia. Efecte fotofizice şi fotochimice 7.3.2. Interacţiunea radiaţiilor ionizante cu materia
85 87
7.4. Elemente de dozimetrie
93
87 87 88 89
Partea a II-a: AGROMETEOROLOGIE CAPITOLUL 8: AGROMETEOROLOGIA
95
8.1. Domeniul şi obiectivele agrometeorologiei
95
8.2. Sistemul sol - plantă - atmosferă
96
8.3. Datele şi tehnicile utilizate în agrometeorologie
96
8.4. Legătura agrometeorologiei cu alte discipline
97
2
CAPITOLUL 9 : ATMOSFERA
98
9.1. Aerul atmosferic şi aerul din sol
98
9.1.1. Compoziţia aerului atmosferic
98
9.1.2. Aerul din sol
100
9.1.3. Aerul – factor de vegetaţie
101
9.1.4. Poluarea atmosferei
101
9.2. Structura atmosferei
102
9.2.1. Structura verticală a atmosferei
102
9.2.2. Structura orizontală a troposferei. Fronturile atmosferice
103
9.3. Presiunea atmosferică
104
9.3.1. Definiţii. Unităţi de măsură
104
9.3.2. Variaţia presiunii atmosferice cu înălţimea
104
9.3.3. Variaţiile periodice şi neperiodice ale presiunii atmosferice
105
9.3.4. Forme barice. Relieful baric
105
9.4. Vântul
106
9.4.1. Noţiuni generale. Forţele care acţionează în atmosferă
106
9.4.2. Vântul geostrofic şi vântul de gradient
106
9.4.3. Variaţia diurnă şi anuală a vântului. Circulaţii locale
109
9.4.4. Vânturi orografice
110
9.4.5. Vântul şi plantele
110
CAPITOLUL 10: RADIAŢIA SOLARĂ
113
10.1. Mărimi radiometrice
113
10.2. Radiaţia solară, terestră şi atmosferică
117
10.3. Variaţia zilnică şi anuală a radiaţiei solare
121
10.4. Bilanţul radiativ la suprafaţa pământului. Efectul de seră
121
10.5. Radiaţia solară şi plantele. Modelarea producţiei fotosintetice potenţiale
126
10.6. Dirijarea regimului de lumină al plantelor
134
CAPITOLUL 11: BILANŢUL ENERGETIC LA SUPRAFAŢA SOLULUI
135
11.1. Schimburile de energie la suprafaţa solului. Ecuaţia bilanţului energetic
135
11.2. Aplicaţii ale bilanţului energetic: temperatura de suprafaţă şi evapotranspiraţia
138
CAPITOLUL 12: TEMPERATURA SOLULUI
139
12.1. Proprietăţile termice ale solului
139
12.2. Regimul temperaturii solului
141
12.3. Importanţa cunoaşterii regimului termic al solului. Posibilităţi de dirijare
142
12.4. Îngheţul solului
143
3
CAPITOLUL 13 : TEMPERATURA AERULUI
145
13.1. Încălzirea (răcirea) aerului atmosferic
145
13.2. Variaţiile temperaturii aerului
145
13.3. Temperatura aerului şi plantele. Sume de temperaturi
147
13.4. Variaţiile de temperatură. Mijloace de diminuare a efectelor dăunătoare ale temperaturilor extreme
153
CAPITOLUL 14: APA ÎN SISTEMUL SOL-PLANTĂ-ATMOSFERĂ 14.1. Umezeala atmosferică
155 155
14.1.1. Evaporaţia şi evapotranspiraţia
156
14.1.2. Parametrii ce definesc umezeala aerului
156
14.1.3. Variaţia zilnică şi anuală a umezelii aerului
157
14.1.4. Variaţia cu înălţimea a umezelii aerului
157
14.1.5. Umezeala aerului şi plantele
158
14.2. Produse de condensare
158
14.2.1. Procesul de condensare (sublimare) a vaporilor de apă din atmosferă
159
14.2.2. Depunerile sau depozitele
159
14.2.3. Ceaţa
160
14.2.4. Norii
161
14.2.5. Precipitaţiile atmosferice. Influenţa precipitaţiilor asupra solurilor şi plantelor 14.3. Circulaţia apei în sistemul sol – plantă - atmosferă
162
14.4. Evapotranspiraţia (ET). Metode de estimare
168
14.5. Bilanţul hidric al solului. Prognoza umidităţii solului. Seceta
170
CAPITOLUL 15: CLIMATOLOGIE GENERALA
166
174
15.1. Definiţii. Noţiuni generale
174
15.2. Clasificări climatice. Indici climatici
176
15.3. Clima României
179
15.4. Microclimatologia
184
15.5. Schimbări climatice
187
CAPITOLUL 16: STUDII AGROCLIMATICE
199
16.1. .Prognoze agrometeorologice. Zonarea agroclimatică
199
16.2. Studiile de risc climatic
202
CAPITOLUL 17: MODELAREA ÎN AGROMETEOROLOGIE 17.1. Modele de funcţionare a culturilor şi de formare a recoltelor. modelul Ceres-Maize 17.2. Model empiric pentru estimarea producţiilor agricole BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ
204 204 208 209
4
Partea I: BIOFIZICĂ CAPITOLUL 1 NOŢIUNI INTRODUCTIVE Cuvinte cheie: - biofizică - biofizică moleculară - biofizică celulară - biofizica sistemelor complexe - bioenergetică - biotermodinamică - radiobiologie - sistem viu Obiective: - definiţia şi obiectul biofizicii - scurt istoric - ramurile biofizicii - nivelele de organizare a materiei vii - caracteristicile sistemelor vii - mijloace de investigare în biofizică 1.1. Definiţia, obiectul de studiu şi ramurile biofizicii În decursul timpului au fost formulate mai multe definiţii ale acestei discipline. Una dintre cele mai concise este următoarea: biofizica (de la gr. bios=viaţă şi fizică) este ştiinţa ce studiază viaţa cu ajutorul modului de gândire şi a metodelor fizicii. Biofizica are ca obiect de studiu structurile al căror ansamblu ierarhizat îl constituie materia vie, precum şi fenomenele şi mecanismele fizice prin care aceste structuri îşi manifestă funcţionalitatea. Precizarea obiectului de studiu completează definiţia de mai sus, punând în evidenţă şi caracterul ei interdisciplinar. Sub numele de biofizică, cercetările fizice în biologie contribuie, în asociere cu biochimia şi fiziologia, plecând de la puncte de vedere şi metodologii specifice, la cunoaşterea viului la toate nivelele de organizare, de la moleculă la întreg organismul. Cercetătorii în domeniu arată că fenomenul desemnat prin "viaţă a unui organism" este de o asemenea complexitate încât nu se dispune până în prezent de o definiţie riguroasă a sa. Biologii consideră că materia vie este alcătuită din aceleaşi feluri de atomi şi molecule ca şi materia anorganică, care ascultă de legile fizicii şi chimiei, şi că viaţa este rezultatul unui ansamblu extrem de variat de reacţii chimice capabile să capteze, stocheze, transforme şi să utilizeze energia cu eficacitate diferită, datorită unei organizări particulare a componentelor sale în structuri complexe. Preocupările din biofizică, în prezent foarte diversificate, pot fi sistematizate avânduse în vedere fie nivelul de organizare al sistemului biologic studiat (molecular, 5
supramolecular, celular, etc.), fie tipul de problematică pusă (problematică structurală sau fenomenologică şi funcţională), fie domeniul din fizică pe a cărei aplicare se bazează. Astfel, în funcţie de nivelul de organizare a sistemului biologic studiat se disting: biofizica moleculară care studiază proprietăţile moleculelor componente ale materiei vii şi fenomenele care se produc în agregatele supramoleculare, biofizica celulară care cuprinde ansamblul de probleme biofizice (electrice, mecanice, termice, etc.) la nivel celular şi biofizica sistemelor complexe, termen ce desemnează cercetările din biofizică începând de la nivel tisular, la nivel de organ, de organism şi până la sistemele biologice de nivel supraindividual. In ceea ce priveşte tipul de problematică abordată, biofizica moleculară este în primul rând structurală, iar biofizica sistemelor complexe, mai cu seamă funcţională. Cele două aspecte se găsesc indisolubil legate într-un număr mare de direcţii de cercetare, cum ar fi de exemplu fotosinteza, gestiunea informaţiei genetice, motilitatea şi multe altele. Privită în sens de fizică aplicată, biofizica utilizează aproape toate ramurile fizicii. Astfel, studiile de biomecanică îmbracă un spectru larg de probleme, de la proprietăţile mecanice ale componenţilor celulari, la motilitatea celulară şi până la locomoţia animală; bioenergetica şi biotermodinamica se ocupă atât de utilizarea şi multiplele conversii de energie la nivel celular şi de organism, cât şi de problemele energetice ale marilor sisteme biologice de nivel supraindividual; bioelectricitatea se ocupă de manifestările electrice ce însoţesc activitatea celulelor şi organelor excitabile. Utilizarea în biofizică a unor capitole moderne din fizica cuantică, fizica stării solide sau din domeniul fizicii stării lichide, a decurs în mod firesc odată cu abordarea unor probleme ca recepţia energiei radiante, proprietăţile biopolimerilor şi modalităţile de conversie a energiei la nivelul lor, fenomene care au loc în structuri supramoleculare de tipul membranelor celulare şi intracelulare, etc. Alături de preocupările enumerate, ca urmare a dezvoltării şi altor ramuri ale ştiinţei şi din necesităţi practice, biofizica cunoaşte în prezent o extindere impresionantă, în domenii de mare actualitate. Se poate aminti în acest sens biocibernetica sau biofizica cibernetică care se ocupă cu interpretările cibernetice ale structurilor şi fenomenelor biologice, cu analiza valorii informaţionale a energiei în lumea vie (teoria bioinformaţiei), de aportul energiei la procesele de reglare şi mecanismele biofizice ale comunicaţiei şi reglării (teoria sistemelor cu reglare automată). Structurarea internă, legăturile substanţial - energetice şi informaţionale care există între componentele sistemelor vii, ca şi între acestea şi mediul lor de viaţă, le conferă caracteristica de sisteme dinamice complexe. Acestea au capacitatea de reglare şi de autoreglare prin intermediul mecanismului de feed-back, iar in cazul sistemelor evoluate, care dispun de un organ de decizie, şi prin mecanismul feed-before. Aşa se explică faptul că, în pofida numeroşilor factori perturbatori, ele reuşesc să-şi păstreze stabilitatea. Odată cu utilizarea energiei nucleare s-a dezvoltat radiobiologia care se ocupă cu studierea acţiunii radiaţiilor ionizante (radiaţii nucleare şi Roentgen) asupra organismelor vegetale şi animale (efectul radiobiologic). Radiosensibilitatea reflectă intensitatea acestor modificări structurale şi funcţionale. Proprietăţile de radiosensibilitate ale celulelor sunt conţinute în legea Bergonie - Tribondeau: o celulă este cu atât mai sensibilă la radiaţii cu cât intensitatea proceselor sale de creştere este mai mare, cu cât celula se află într-un stadiu mai timpuriu al procesului de diviziune celulară şi cu cât celula este mai nediferenţiată. Conform acestei legi, organismele tinere, ca şi ţesuturile canceroase sunt cele mai expuse la iradieri. Diferenţele de radiosensibilitate se manifestă şi între diferitele părţi ale aceleiaşi celule:
6
nucleul este mai sensibil decât citoplasma, iar, în cadrul nucleului, sensibilitatea cea mai mare se manifestă la cromozomi. Cosmobiologia studiază comportarea organismelor în condiţii extreme de viaţă; bionica aplică modelele naturale în tehnică; bioingineria aplică procedee inginereşti pentru obţinerea modificărilor dorite de om la organismele vii. În acest context o importanţă aparte o are biofizica factorilor ambianţi. 1.2. Scurt istoric. Legătura biofizicii cu alte ştiinţe Originile biofizicii trebuie căutate în istoria dezvoltării ştiinţelor naturii. Subiectul fiind deosebit de vast, prezentăm în cele ce urmează câteva repere. Printre primele cercetări de biofizică sunt considerate studiile lui Leonardo da Vinci (1452 – 1519) asupra mecanismului mersului, studiile de hemodinamică. De asemenea el explică funcţionarea ochiului pe principiul camerei obscure. William Harvey (1578 – 1657), medic şi fiziolog englez, studiază circulaţia sângelui şi rolul inimii. În 1680 Giovanni Alfonso Borelli, medic, fiziolog şi fizician italian, consideră procesele fiziologice ca rezultat al principiilor fizice şi descrie natura mecanică a sistemului scheleto – muscular. Issac Newton (1642 – 1727), figura cea mai marcantă a fizicii clasice, consideră că excitaţia se propagă de-a lungul nervilor ca şi unda luminoasă în eter. Luigi Galvani (1737-1798) arată că ţesuturile produc electricitate şi descoperă natura electrică a impulsurilor nervoase. În 1801, fizicianul şi medicul englez Thomas Young a propus ipoteza tricromatică a vederii, aceasta stând la baza tuturor teoriilor moderne asupra vederii colorate. Herman von Helmholtz (1821-1873) fiziolog, fizician şi mathematician măsoară viteza de propagare a impulsului nervos şi efectul termic al activităţii musculare, perfecţionează teoria tricromatică a vederii, elaborează teoria auzului şi a acomodării cristalinului. De asemenea a explicat timbrul sunetelor prin suprapunerea diferitelor armonice. Wilhelm Roentgen descoperă în 1895 razele X, raze care sunt folosite în diagnosticul medical şi în cercetarea biologică. În1896, Henri Bequerel, fizician francez, descoperă radioactivitatea. Urmează descoperirea radioactivităţii artificiale de către soţii Joliot-Curie, cu deosebite aplicaţii în cercetare şi practică cum a fost cartarea metabolismului în anii 1940-1950. În 1952 începe utilizarea radioizotopilor în medicină. Lars Onsager dezvoltă termodinamica proceselor ireversibile, care poate fi aplicată la sistemele deschise cum sunt cele biologice. Erlanger şi Gosse (Premiul Nobel 1944) au identificat diferite tipuri de fibre nervoase, după vitezele de conducere şi au reuşit să reconstituie prin calcul potenţialul de acţiune al unui nerv. Allan Lloyd Hodgkin şi Andrew Fielding Huxley, fiziologi englezi, (Premiul Nobel 1963) au descris matematic potenţialul de acţiune în funcţie de fluxurile de ioni ce trec prin membrana axonală. Pauling ( Premiul Nobel 1954) arată că lanţurile de proteine fibrilare pot avea structuri spiralate; Watson, Crick şi Wilkins (Premiul Nobel l962) descifrează structura spaţială de dublă elice a macromoleculelor de AND. Această descoperire permite înţelegerea mecanismelor de transmisie a informaţiei ereditare. George Wald (Premiul Nobel 1967), biolog american, stabileşte principalele etape ale ciclului fotochimic al vederii). G. Nicolson şi S. Singer propun (1972 – 1974) modelul de mozaic fluid pentru membrana celulară.
7
George Emil Palade (Premiul Nobel 1974) a iniţiat aplicarea microscopiei electronice în cercetarea biologică . Acest scurt istoric nu poate fi incheiat fără a aminti contribuţiile de seamă ale unor profesori şi cercetători români ca A. Popescu, C. Dimoftache, Sonia Herman, Gr. Turcu, D.G. Mărgineanu, V. Vasilescu, pentru a menţiona numai câteva nume, precum şi înfiinţarea în 1990 a Societăţii Naţionale de Biofizică Pură şi Aplicată din România şi apariţia, începând cu anul 1991, a primei reviste româneşti de biofizică, Roumanian Journal of Biophysics. Fie şi numai din cele de mai sus este evident că biofizica este o ştiinţă aflată la graniţa dintre fizică şi biologie şi care, în plus, este strâns legată de chimie, biochimie, fiziologie, genetică şi matematică. 1.3. Sisteme vii. Caracteristici definitorii Pentru că, aşa cum s-a arătat, nu a fost posibilă definirea fenomenului “viaţă a unui organism” literatura de specialitate (Flonta, Maria Luiza, ş.a., 1992) apelează la caracterizarea unor însuşiri esenţiale ale sistemelor vii. Astfel: • toate sistemele biologice sunt sisteme deschise, viaţa nefiind posibilă fără schimburi de de substanţă şi energie între acestea şi mediul înconjurător; • orice sistem viu extrage din exterior energia pe care o utilizează în mod specific şi direcţionat spre a se menţine, a creşte şi a se reproduce; • sistemele vii sunt structuri disipative, dependente de o continuă disipare de energie din mediu; • în ceea ce priveşte alcătuirea internă a sistemelor vii, cercetările au pus în evidenţă profunda neomogenitate şi anizotropie a materiei vii; • referitor tot la structura internă a sistemelor vii cea mai importantă caracteristică a lor este compartimentarea mediului lor intern, ceea ce face posibilă desfăşurarea simultană a numeroase procese care decurg adesea în sensuri contrare (de exemplu reacţii de sinteză şi reacţii de descompunere); • sistemelor vii le este caracteristică o evoluţie ascendentă în timp, atât la scara existenţei fiecărui organism cât şi a lumii vii în ansamblu; • sistemele biologice au calitatea de a fi sursă şi receptor de informaţie, deci primesc, prelucrează şi transmit informaţie; informaţia reprezintă un mesaj despre evenimente care au avut, au şi vor avea loc într-un sistem; schema generală de circulaţie a unui flux informaţional presupune existenţa unei surse, a unui canal de transmisie şi a unei destinaţii; pe parcursul circulaţiei informaţiei este posibilă intervenţia unor perturbaţii care pot schimba calitatea informaţiei. Structurarea internă, legăturile substanţial – energetice între diferitele sisteme vii sau între acestea şi mediul lor de viaţă, faptul că la aceste legături se adaugă şi cele informaţionale, face ca sistemele vii să poată fi tratate ca sisteme cibernetice. Ca urmare organismele vii reuşesc să se autoregleze, să-şi păstreze stabilitatea în pofida numeroşilor factori perturbatori. • structurile biologice au caracter ierarhizat, nivelul celular fiind fundamental pentru întreaga lume vie. De altfel ceea ce ne înconjoară, viu şi neviu, se prezintă sub formă de structuri ierarhizate. Nivelurile de organizare ale materiei pot fi prezentate în următoarea succesiune: 1. particule fundamentale (electroni, protoni, neutroni, etc) 2. atomi, ioni 3. molecule 4. macromolecule 8
5. structuri subcelulare (organite celulare, membrane plasmatice, etc) 6. structuri celulare: celula 7. structuri supracelulare: ţesut, organ, aparat, sistem 8. organism 9. ecosistem Dacă primele 4 niveluri sunt comune atât materiei minerale cât şi celei vii, nivelurile care urmează sunt specifice materiei vii, celula fiind considerată, aşa cum s-a specificat, ca nivelul fundamental de organizare a materiei vii. Celula este unitatea morfologică şi funcţională a materiei vii capabilă să-şi ducă viaţa independent. Activitatea celulelor vii este posibilă la rândul ei datorită unei organizări subcelulare complexe. 1.4. Elemente de construcţie pentru materia vie În compoziţia celulelor intră aceleaşi elemente chimice ca şi în materia anorganică, dar peste 99% este formată din şase elemente: H, C, O, N, P, S. În materia vie se găseşte o mare proporţie de micromolecule (apa – numită şi matricea vieţii reprezentând componentul major) precum şi una mai mică de macromolecule specific biologice (numite şi biomolecule). Acestora li se adaugă complexele supramoleculare. Micromoleculele pot fi neutre din punct de vedere electric (apa, glucoza) sau încărcate (microionii: Na+ , K+, Cl-, ...). Numărul mare de macromolecule care se găseşte în materia vie sunt diferite din punct de vedere chimic între ele dar, pe baza asemănărilor de structură, proprietăţi şi funcţii, pot fi grupate în patru clase: proteine, acizi nucleici, lipide şi glucide. Ele pot prezenta patru subnivele de organizare structurală: primară, secundară, terţiară şi cuaternară (Popescu, A., 1997). Complexele supramoleculare rezultă din asocierea, pe baza unor interacţiuni de tip Van der Waals, a macromoleculelor din diferite clase. În acest fel rezultă nucleoproteinele (de exemplu ribozomii), lipoproteinele (complexe membranare), glicoproteinele, glicopoproteinele, etc. 1.5. Însuşiri fiziologice ale materiei vii Cu toate că la baza alcătuirii materiei vii şi a celei minerale stau aceleaşi elemente chimice, materia vie are o serie de proprietăţi specifice de care depinde însăşi existenţa ei. Dintre acestea amintim: metabolismul, creşterea, dezvoltarea, adaptarea, sensibilitatea şi excitabilitatea, mişcarea, îmbătrânirea şi moartea. Metabolismul, proprietatea fundamentală a materiei vii, este dat de totalitatea schimburilor de substanţă şi de energie dintre materia vie şi mediul ambiant. El cuprinde două laturi, care cecurg simultan; anabolismul sau asimilaţia (în care se formează substanţe organice din substanţe anorganice) şi catabolismul sau dezasimilaţia (în care o parte din substanţele organice sunt degradate, cu eliberare de energie). Creşterea înseamnă sporirea greutăţii şi volumului organismului viu. La baza sa stă procesul de înmulţire a celulelor şi creşterea acestora prin extensie. Dezvoltarea se datorează transformărilor calitative ce se petrec la nivelul organismelor vii. La sfârşitul unui lanţ de transformări calitative se produce un salt stadial. Dezvoltarea are loc în paralel cu creşterea. Adaptarea este proprietatea organismelor vii de a-şi modifica cerinţele metabolice în funcţie de variaţiile factorilor de mediu. Ea se poate realiza numai între anumite limite.
9
Sensibilitatea şi excitabilitatea sunt însuşiri fiziologice ale organismelor vii de a percepe şi de a reacţiona la acţiunea directă sau indirectă a unor excitanţi. Mişcarea, sub diferite forme, se manifestă la toate nivelurile de organizare a materiei vii (de la curenţii citoplasmatici, deplasarea cromozomilor pe fusul nuclear în timpul diviziunii celulare şi până la deplasarea locomotorie). Îmbătrânirea începe atunci când activitatea fiziologică se diminuează, catabolismul dominând asupra anabolismului. Moartea survine atunci când activitatea metabolică încetează. La nivelul celulei aceasta înseamnă coagularea sau dezagregarea citoplasmei care trece într-o stare amorfă sau mucilaginoasă. 1.6. Mijloace de investigare utilizate în biofizică Investigarea structurilor moleculare Biofizica moleculară studiază organizarea spaţială a macromoleculelor în relaţie cu interacţiunile lor funcţionale din mediul biologic. In acest domeniu se remarcă metodele fizice cu mare putere de rezoluţie spaţială şi temporală. Astfel, aplicarea metodelor cristalografice a permis cunoaşterea constituenţilor biologici fundamentali cum sunt proteinele şi acizii nucleici. De exemplu, determinarea structurii tridimensionale a hemoglobinei de către Perutz şi cea a ADN- ului de către Crick şi Watson în anii 50 constituie primele rezultate ale acestui tip de cercetare. Dar cristalografia nu dă decât o imagine statică a structurii unei macromolecule şi nu poate oferi informaţie despre aspectele funcţionale. Numai studiul în soluţii pe cât posibil apropiate de condiţiile fiziologice poate oferi informaţie asupra comportamentului dinamic funcţional. Pentru aceasta se apelează la o mare varietate de proprietăţi ale macromoleculelor în soluţii cum ar fi viteza de migraţie în câmp gravitaţional intens (ultracentrifugare). Aceasta permite cunoaşterea dimensiunilor şi formei macromoleculelor pe baza legilor hidrodinamicii. Studiile de acest tip efectuate în funcţie de parametrii fizico - chimici (temperatură, concentraţie salină, pH) şi în funcţie de interacţiunile posibile cu alte molecule permit cunoaşterea eventualelor schimbări conformaţionale asociate cu diferitele stări funcţionale. Pentru acest tip de cercetări se utilizează de asemenea proprietăţile optice cum ar fi difuzia cvasielastică a luminii laser. Metodele spectroscopice aduc la rândul lor informaţie mai precisă, aplicarea lor având la bază faptul că atomii sau grupele de atomi absorb lumina în domenii de lungimi de undă caracteristice. Mediul care înconjură aceste grupări, situaţia lor în raport cu alte grupări în macromoleculă modulează intensitatea absorbţiei precum şi lungimile de undă unde are loc absorbţia. Studiul spectrelor de absorbţie permite, de exemplu, să se obţină informaţie cu caracter local asupra configuraţiei lanţurilor polipeptidice. In biofizica moleculară sunt de asemenea utilizate proprietăţile de fosforescenţă şi fluorescenţă ale anumitor grupări naturale, ca şi alte metode cum ar fi spectroscopia în lumină polarizată, dispersia optică rotatorie, metoda rezonanţei magnetice nucleare (RMN), metoda rezonanţei paramagnetice electronice (RPE). Analiza structurilor citologice Ansamblurile supramoleculare care asociază elemente bine definite în arhitecturi foarte complexe nu sunt numai sediul fenomenelor relativ elementare care susţin o funcţie izolată cum ar fi o activitate enzimatică. Ele integrează un număr mare de procese fizice şi chimice de unde rezultă proprietăţi şi funcţii noi, care nu sunt reductibile la o suma de funcţii elementare. Problema esenţială devine legătura dintre organizarea acestor ansambluri şi
10
secvenţele de evenimente pe care le determină în spaţiu şi timp. Pe măsură ce nivelul de complexitate creşte şi când se abordează funcţiile vitale esenţiale, cercetările, axate până la acest nivel în mod esenţial asupra structurilor, se vor orienta din ce în ce mai mult către latura funcţională. Studiul acestor structuri superioare necesită şi schimbarea scării spaţiale la care are loc investigarea. Un rol important îl joacă aici microscopia electronică care permite să se vizualizeze, relativ direct, organizarea acestor structuri. Insă studiul dinamicii acestor sisteme nu este posibil decât prin metode de congelare ultrarapidă. Astfel, se pot vizualiza o serie de "instantanee" ale schimbărilor de structură care survin în cursul evenimentelor şi care nu durează mai mult de câteva zecimi de milisecundă. Se apelează de asemenea la spectroscopia de rezonanţă şi la fluorescenţa în lumină polarizată. Abordarea mecanismelor vitale în cadrul unui organism Biofizica sistemelor înalt integrate (organul sau organismul ca întreg) abordează cercetări la nivel macroscopic, adesea în colaborare cu fiziologia de care este strâns legată. Cercetările se desfăşoară în domenii extrem de variate şi cuprind studiile de reologie şi mecanică vasculară, studiile de filtraţie la nivel renal, studii de biomecanică pentru explicarea motricităţii, studiul bioreceptorilor, acei detectori proprii prin care organismele iau cunoştinţă despre parametrii fizico - chimici ai mediului ambiant, cercetări asupra percepţiei senzoriale, studiul acţiunii radiaţiilor asupra organismelor, etc., pentru a da numai câteva exemple. Enumerarea tuturor problemelor abordate la ora actuală de biofizică este practic imposibilă într-un asemenea cadru. De altfel, scopul lucrării de faţă este numai prezentarea unor noţiuni de biofizică, prezentarea mijloacelor de investigare amintite depăşind cadrul ei. Biofizicianul apelează adesea la modelare. Modelele, atât cele teoretice cât şi cele experimentale, sunt construite pe baza cunoaşterii aprofundate a sistemului biologic pentru care au fost elaborate şi permit reconstituirea fenomenelor vitale, plecând de la fenomene elementare. In această latură a sa, biofizica este ajutată şi de alte discipline, matematica. Intrebări 1. 2. 3. 4. 5. 6.
Care este definiţia şi obiectul de studiu al biofizicii? Care sunt ramurile (diviziunile) biofizicii? Precizaţi câteva dintre caracteristicile definitorii ale sistemelor vii. Care sunt elementele constructive ale materiei vii? Arătaţi care sunt însuşirile fiziologice ale materiei vii. Care sunt principalele mijloace de investigare utilizate în biofizică? Bibliografie
1. Dragomirescu,Elena, Rusu, Fl., Contrea,A., Bazac, Rodica, 1979 – Elemente de biofizica, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 2. Mărgineanu, D.G., 1985 – Biofizica (termodinamica biologică), Universitatea din Bucureşti; 3. Popescu, A., 1994 – Fundamentele biofizicii medicale, Ed. ALL, Bucureşti; 4. Săndoiu, Ileana, 2003 – Fizică şi elemente de biofizică cu aplicaţii în agricultură,
Ed. Alma Mater, Sibiu
11
CAPITOLUL 2 ELEMENTE DE MECANICA FLUIDELOR
-
Cuvinte cheie: fluid modele de fluid presiune hidrostatică legea lui Poiseuille vâscozitate hemodinamică ultrasunete efect Doppler ecografie
-
Obiective: elemente de statica fluidelor dinamica fluidelor ideale curgerea fluidelor reale elemente de hemodinamică elemente de acustică ultrasunetele; aplicaţii
După cum este cunoscut, fizica este ştiinţa care studiază formele de existenţă ale materiei, precum şi mişcările lor. Materia se prezintă sub două forme generale: substanţa şi câmpul. Proprietatea fundamentală a materiei, care exprimă însuşi modul ei de existenţă, este mişcarea. Cea mai simplă formă de mişcare a materiei este mişcarea mecanică şi ea face obiectul de studiu al mecanicii. Mecanica clasică mai cuprinde şi statica, mecanica fluidelor, etc. În cele ce urmează vom limita la reamintirea unor noţiuni de mecanică a fluidelor, acestea fiind necesare scopului prezentului curs, la care se va adăuga acustica. Mecanica fluidelor este ramura mecanicii care se ocupă cu studiul legilor echilibrului şi mişcărilor lichidelor şi gazelor, numite în general fluide. Mecanica fluidelor priveşte lichidele şi gazele ca medii continui, deformabile, compresibile sau incompresibile, care au proprietatea fundamentală de a-şi schimba forma sub acţiunea unei forţe foarte mici. Considerarea fluidului cu toate proprietăţile sale ridică probleme extrem de dificil de rezolvat. Ca urmare, în locul fluidelor reale se introduc modele de fluid, care iau în consideraţie numai proprietăţile importante pentru descrierea fenomenelor, neglijându-le pe cele mai puţin semnificative. Astfel, în multe situaţii se face referire la fluidul perfect (ideal), lipsit de vâscozitate (modelul Euler), la fluidul incompresibil sau la fluidul care dezvoltă tensiuni tangeţiale conform legii lui Newton (modelul Newton). Într-un fluid acţionează două tipuri de forţe: (1) forţe masice - datorate unui câmp de forţe de atracţie, de exemplu, forţele de greutate şi (2) forţe de suprafaţă, proporţionale cu aria suprafeţei pe care se exercită; acestea pot fi normale pe suprafaţa considerată şi apar atât la fluidele în mişcare cât şi la cele în repaus, sau tangenţiale, care apar numai în timpul curgerii fluidelor.
12
2.1. Statica fluidelor. Presiunea hidrostatică. Legea fundamentală a hidrostaticii Statica fluidelor se ocupă cu condiţiile şi legile echilibrului pentru fluidele care sunt supuse acţiunii unor forţe. Considerăm aici numai fluide ideale. Este convenabil ca forţele care acţionează asupra unui fluid să fie descrise prin intermediul presiunii. Aceasta este intensitatea forţei normale pe unitatea de suprafaţă: F (2.1) p = S Presiunea se transmite către frontierele solide (pereţii vasului care conţine fluidul) sau prin secţiuni arbitrare ale fluidului, perpendicular în fiecare punct pe aceste frontiere sau secţiuni. -2 Presiunea este o mărime scalară iar ca unităţi de măsură se folosesc: Pascalul (1Pa=1N m ) în -2 Sistemul Internaţional, respectiv barye (dyn cm ) în Sistemul CGS. În afara acestora se mai -2 -2 folosesc kgf m şi atmosfera tehnică (1 at = 9,81 N m ). Presiunea hidrostatică exercitată de o coloană de lichid în repaus, de densitate înălţime h, datorită greutăţii sale se defineşte prin relaţia: p= ρ gh
ρ şi (2.2)
Ea nu depinde de forma vasului, ci doar de adâncimea la care se găseşte stratul de lichid considerat. Ea are aceeaşi valoare în toate punctele situate într-un plan orizontal, suprafeţele orizontale fiind suprafeţe de egală presiune (izobare). Între două puncte din lichid care se găsesc la adâncimile h1 , respectiv h2 (fig2.1), există o diferenţă de presiune hidrostatică: Δp = p1 – p2 = ρ g (h1 – h2) (2.3) Relaţia (2.3) este cunoscută ca legea fundamentală a hidrostaticii.
Fig. 2.1 Geometria pentru ilustrarea presiunii hidrostatice
În cazul gazelor, densitatea ρ este relativ mică şi, ca urmare, diferenţa de presiune dintre două puncte situate la nivele diferite într-un recipient este practic neglijabilă şi presiunea poate fi considerată peste tot aceeaşi. Principiul lui Pascal şi principiul lui Arhimede. Enunţurile acestor două principii sunt următoarele: - presiunea aplicată unui fluid închis într-un vas se transmite cu aceeaşi intensitate până la fiecare porţiune de fluid şi până la pereţii vasului (Pascal); - un corp cufundat într-un fluid este împins de jos în sus cu o forţă egală cu greutatea volumului de fluid dislocuit (Arhimede). 13
2.2. Dinamica fluidelor. Ecuaţia de continuitate. Ecuaţia lui Bernoulli. Legea lui Poiseuille Caracteristici generale ale curgerii fluidelor. Linii de curent. Tub de curent. Mişcarea fluidelor este complet deosebită de cea a corpurilor rigide prin faptul că diferitele straturi ale aceluiaşi fluid se pot deplasa unele faţă de altele. În acest caz apar forţe tangenţiale (forţe de frecare internă) care determină vâscozitatea fluidului. La gaze, vâscozitatea este puţin importantă iar la lichide depinde de natura lor. Ca urmare, curgerea fluidelor poate fi vâscoasă sau nevâscoasă. Din punct de vedere al compresibilităţii, curgerea fluidelor poate fi compresibilă sau incompresibilă. În acest din urmă caz, densitatea fluidului este o constantă independentă de coordonate şi timp, tratarea matematică a curgerii fluidului fiind mult simplificată. În ceea ce priveşte caracteristicile vitezei fluidului, curgerea poate fi staţionară (viteza fluidului este constantă în fiecare punct) sau nestaţionară (vitezele particulelor de fluid sunt variabile în timp). De asemenea, curgerea fluidului poate fi rotaţională (curgere cu vârtejuri în care vectorul viteză are o componentă pe direcţia transversală faţă de direcţia de curgere) sau irotaţională. În cele ce urmează, se va face referire la legile de mişcare ale fluidelor perfecte, adică a celor lipsite de vâscozitate, incompresibile şi la care curgerea este staţionară şi irotaţională. Mişcarea unui fluid se poate descrie considerând fluidul ca fiind alcătuit din porţiuni elementare (particule sau elemente de fluid). Traiectoria descrisă de o particulă de fluid se numeşte linie de curent. Un fascicul de linii de curent formează un tub de curent. Frontiera unui tub de curent constă din linii de curent şi este totdeauna paralelă cu viteza particulelor de fluid. Fluidul nu poate traversa frontierele unui tub de curent, tubul comportându-se ca o conductă de aceeaşi formă. Cantitatea de fluid care trece printr-o secţiune transversală a tubului de curent în unitatea de timp se numeşte debit şi este o caracteristică importantă a curgerii fluidului. În cazul staţionar, debitul este constant în timp. Cantitatea de fluid se poate exprima fie ca masă, fie ca volum, ceea ce conduce la definirea debitului masic, respectiv a debitului volumic: m V -1 3 -1 Qm = (kg s ); Qv = (m s ) (2.4) t t între cele două existând relaţia Qm = ρ Qv. Ecuaţia de continuitate Considerăm un tub de curent orizontal (o conductă) de grosime variabilă (fig.2.2) şi S1, respectiv S2, două secţiuni transversale ale acestui tub.
Fig. 2.2. Curgerea unui fluid perfect printr-o conductă de secţiune variabilă
Ţinând cont de faptul că scurgerea este staţionară (debitul masic este acelaşi în orice secţiune a tubului de curent) şi de legea conservării masei, se poate scrie relaţia (Săndoiu, Ileana, 1996):
14
S1 v1 = S2 v2 = constant (2.5) v1, respectiv v2 fiind vitezele de curgere ale fluidului în dreptul secţiunii S1, respectiv S2. Relaţia obţinută este ecuaţia de continuitate şi ea arată că fluidul curge continuu, fără aglomerări de particule sau goluri. Ea mai este cunoscută şi ca legea continuităţii de curgere. Într-o altă formulare, această ecuaţie sau lege arată că viteza unui fluid perfect în dreptul unei secţiuni este invers proporţională cu secţiunea corespunzătoare a tubului de curent. Ecuaţia lui Bernoulli Din ecuaţia de continuitate rezultă că fluidul care curge în porţiunea mai îngustă a conductei are viteză mai mare decât în porţiunea mai largă, deci capătă o acceleraţie. Aceasta înseamnă că asupra fluidului care intră într-o porţiune mai îngustă a tubului acţionează o forţă din partea fluidului aflat în partea mai largă a tubului (legea a II-a a dinamicii). Forţa care apare nu se poate datora decât unor diferenţe de presiune între diferitele părţi ale fluidului. Considerăm curgerea unui fluid perfect printr-o conductă de secţiune variabilă dar care, spre deosebire de cazul anterior, nu este orizontală. În acest caz trebuie luate în considerare şi forţele externe care deplasează masa de fluid în lungul conductei şi anume forţele gravitaţionale. Urmărim mişcarea unei mase de fluid perfect de densitate ρ care se deplasează prin tubul de curent (conducta) din figura 2.3, dinspre secţiunea S1 aflată la înălţimea h1 în raport cu un nivel de referinţă, spre secţiunea S2 aflată la înălţimea h2 deasupra aceluiaşi nivel de referinţă. În dreptul secţiunii S1 fluidul are viteza v1 şi presiunea p1, iar în dreptul secţiunii S2, viteza v2 şi presiunea p2 .
Fig. 2.3. Curgerea unui fluid perfect printr-o conductă înclinată de secţiune variabilă
Ţinând cont de forţele care acţionează asupra fluidului, se calculează lucrul mecanic al acestor forţe (forţa de presiune şi cea gravitaţională) şi se aplică teorema energiei cinetice (Săndoiu, I., 1996). După simplificări se obţine ecuaţia lui Bernoulli: v2 v2 ρ 2 + ρ g h + p 2 = ρ 1 + ρ g h + p1 (2.6) 2 2 sau, sub o formă mai generală: v2 ρ + ρ g h + p = constant (2.7) 2 2 În relaţia (2.7) toţi termenii au dimensiunea unei presiuni: primul termen ρ v /2 este presiunea dinamică sau de impact, al doilea termen ρ g h este presiunea exercitată de fluid datorită energiei potenţiale şi se numeşte presiune de nivel iar cel de-al treilea termen, p, este presiunea statică. Presiunea statică se exercită asupra oricărui element de suprafaţă aşezat paralel cu liniile de curent (de exemplu, pereţii tubului). Legea (sau ecuaţia) lui Bernoulli
15
arată că în orice secţiune a unui tub de curent, suma dintre presiunea dinamică, presiunea de nivel şi cea statică este constantă. Din ecuaţia lui Bernoulli se observă că presiunea hidrostatică a fluidului este mai mare în porţiunile unde viteza este mai mică, deci acolo unde secţiunea este mai mare; fenomenul este cunoscut ca paradoxul hidrodinamic. In porţiunile înguste ale tubului viteza fluidului creşte iar cea statică scade chiar sub presiunea atmosferică. Apare astfel fenomenul de aspiraţie. Aşa cum s-a specificat la început, s-au făcut referiri numai la fluidul ideal. În realitate, când în interiorul fluidelor intervine frecarea, este necesar să se ia în consideraţie transformarea unei părţi din energia totală a fluidului în energie calorică datorită frecărilor. Viteza de curgere a unui lichid printr-un orificiu Pentru a determina viteza de curgere a unui lichid printr-un orificiu de diametru d, mic în comparaţie cu diametrul D al vasului în care se află lichidul (Fig.2.4) se foloseşte tot ecuaţia lui Bernoulli.
Fig.2.4. Curgerea unui lichid printr-un orificiu
Atunci când lichidul curge prin orificiu, nivelul lichidului din vas scade lent în timp, viteza în dreptul diametrului D putând fi neglijată. Considerăm că întreg lichidul din vas formează un tub de curent şi aplicăm ecuaţia lui Bernoulli în secţiunile corespunzătoare diametrului mare, respectiv orificiului. Rezultă viteza de curgere prin orificiu:
v2 =
v2 =
ρ v12 + 2 g (h1 − h2 )
(2.8)
(2.9)
2gh
(s-a notat h1 – h2 = h şi s-a considerat v1 = 0). Relaţia obţinută arată că viteza de curgere printr-un orificiu situat sub nivelul lichidului la distanţa h este egală cu viteza pe care o capătă un corp care cade liber, în câmp gravitaţional, de la aceeaşi înălţime (legea lui Torricelli). Aceasta se explică prin faptul că, la ieşire, lichidul câştigă energie cinetică pe seama cheltuirii energiei potenţiale a lichidului de la suprafaţa liberă. In realitate, debitul la curgerea printr-un orificiu îngust este mai mic decât cel rezultat din relaţia (2.9). Aceasta se datorează „contracţiei” vânei de lichid explicată prin faptul că schimbarea direcţiei liniilor de curent marginale necesită o zonă de racordare treptată ceea ce micşorează secţiunea vânei în raport cu deschiderea orificiului de curgere.
16
Măsurarea presiunii lichidelor
Considerăm o conductă orizontală prin care curge lichid. Presiunea hidrostatică se exercită atât în interiorul lichidului cât şi pe pereţii conductei. Ea se poate măsura cu ajutorul unui tub cu secţiune mică montat perpendicular pe conductă (fig.2.5), numit tub piezometric. Înălţimea la care urcă lichidul în acest tub măsoară presiunea hidrostatică.
Fig.2.5: Măsurarea presiunii lichidelor cu ajutorul tubului Pitot şi al tubului piezometric
Suma dintre presiunea hidrostatică şi cea hidrodinamică se măsoară cu ajutorul unui tub îndoit, cu deschiderea perpendiculară pe liniile de curent, tub care primeşte fluidul frontal (tub Pitot). Tubul Pitot va măsura presiunea totală pt: pt = p + ρ
v2 2
(2.10)
iar presiunea hidrodinamică, numită şi presiune de impact, se va calcula cu relaţia:
ρ
v2 = pt − p 2
(2.11 )
presiunile p şi pt fiind măsurate în dreptul aceleiaşi secţiuni a conductei. Curgerea fluidului real. Legea lui Poiseuille Curgerea fluidelor reale este studiată de reologie. În acest caz trebuie ţinut cont de faptul că deplasarea unor straturi de fluid în raport cu altele este însoţită de apariţia unor forţe de frecare. Aceste forţe se datorează faptului că straturile care se mişcă mai rapid le antrenează pe cele mai lente iar acestea din urmă acţionează cu o forţă egală şi de sens contrar care provoacă frânarea straturilor care se deplasează mai repede. Aceasta conduce la apariţia vâscozităţii. Vâscozitatea este proprietatea fluidelor prin care acestea opun rezistenţă la solicitările tangenţiale sau de forfecare. Forţa de frecare care ia naştere între două straturi vecine de fluid între care există un gradient al vitezei Δv/Δx (în direcţie perpendiculară pe straturile de fluid) este dată de legea lui Newton: Δv F = − Sη (2.12) Δx S fiind suprafaţa de contact dintre straturi iar η - coeficient de frecare internă sau vâscozitatea -2 dinamică. Acesta depinde de natura fluidului şi se măsoară în N s m (SI), respectiv dyn s -2 cm sau Poise - simbol P (CGS). La lichide coeficientul de vâscozitate dinamică este de ordinul 10-3daP iar la gaze, 10-5daP. Lichidele pentru care este valabilă legea (2.12) se numesc lichide newtoniene. 17
În afara vâscozităţii dinamice se mai definesc: - vâscozitatea cinematică - raportul dintre vâscozitatea dinamică şi densitatea fluidului: 2 -1 2 -1 υ = η ρ (m s ; cm s sau Stokes, simbol St
(2.13)
- fluiditatea - inversul vâscozităţii dinamice: 2 -1 -1 2 -1 -1 φ = lη (m N s ; cm dyn s ) (2.14) - vâscozitatea relativă - ηr mărime adimensională definită ca raportul dintre vâscozitatea dinamică a unui fluid şi vâscozitatea dinamică a unui fluid luat drept referinţă. Vâscozitatea unui fluid variază cu temperatura, modul de variaţie fiind diferit pentru lichide şi pentru gaze. La lichide creşterea temperaturii conduce la creşterea agitaţiei moleculare şi micşorarea forţelor de coeziune, ceea ce explică reducerea vâscozităţii odată cu creşterea temperaturii. La gaze coeziunea moleculară este neglijabilă, iar creşterea de temperatură activează schimbul de molecule dintre straturile de gaz aflate în mişcare relativă. Aceasta determină creşterea tensiunilor tangenţiale, deci a vâscozităţii gazului. Curgerea laminară şi curgerea turbulentă Curgerea laminară se caracterizează printr-o deplasare ordonată, în straturi paralele, a particulelor de fluid, care îşi păstrează individualitatea. Când viteza fluidelor creşte, curgerea acestuia îşi pierde caracterul laminar deoarece vitezele încep să aibă componente şi după direcţie perpendiculară pe axa tubului. În fluid apar vârtejuri, curgerea fiind numită turbulentă. Această schimbare a structurii interne a scurgerii a fost constatată la o anumită valoare a numărului lui Reynolds, care ia în considerare viteza medie în conductă (v), diametrul conductei (d) şi vâscozitatea cinematică a fluidului (υ ): Re = v d / v (2.15) Pentru conducte circulare, valoarea numărului lui Reynolds la limita de separaţie a celor două regimuri este 2300. Pentru Re < 2300 curgerea este laminară iar pentru Re > 2300, curgerea devine turbulentă. Legea lui Poiseuille În cazul curgerii laminare debitul de lichid printr-un tub de rază R şi lungime l este dat de legea lui Poiseuille : π R4 ( p1 − p 2 ) Q = (2.16) 8η l unde η este coeficientul de vâscozitate dinamică a fluidului iar (p1–p2) este diferenţa de presiune de la capetele tubului datorită căreia curge fluidul. Între expresia legii lui Poiseuille şi cea a legii lui Ohm din electricitate se poate face o π R4 analogie care permite înţelegerea semnificaţiei raportului cunoscut ca rezistenţă 8η l hidrodinamică (Rh). Astfel: - debitul de lichid Q este considerat analogul intensităţii curentului electric I; - diferenţa de presiune (p2 – p1), analogul diferenţei de potenţial U; π R4 - raportul va fi analogul rezistenţei electrice, R, şi el va reprezenta rezistenţa la 8η l curgere.
18
Distribuţia vitezelor în secţiunea unei conducte cilindrice (tub) este dată de relaţia de mai jos (cunoscută şi ca legea Poiseuille – Hagen): Δp 2 (R − r 2 ) v (r ) = (2.17) 4ηl în care: R – raza conductei r – distanţa faţă de axa conductei η – vâscozitatea dinamică a fluidului Δp - diferenţa de presiune de la capetele tubului datorită căreia curge fluidul Variaţia presiunii hidrostatice de-a lungul unei conducte orizontale După cum se poate deduce din legea lui Poiseuille, în lungul unei conducte orizontale, de secţiune constantă, presiunea hidrostatică scade: 8η l (2.18) p2 = p1 − 4 Q = p1 − Rh ⋅ Q R
Fig.2.6. Variaţia presiunii lichidului de-a lungul unei conducte orizontale
Scăderea presiunii hidrostatice este cu atât mai pronunţată cu cât rezistenţa hidrodinamică este mai mare. Energia potenţială de care dispune lichidul, aflat iniţial într-un rezervor, este consumată pentru a învinge forţele de vâscozitate. Verificarea experimentală a celor de mai sus se poate realiza prin montarea mai multor tuburi piezometrice de-a lungul unei conducte. Mişcarea corpurilor prin fluide. Legea lui Stokes La mişcarea unui corp printr-un mediu vâscos apare întotdeauna o forţă de rezistenţă care se opune înaintării corpului. Ea se datorează forţelor de frecare dintre păturile de fluid ce au viteze diferite din cauza antrenării diferite de către corp a straturilor de fluid. Oricare ar fi forma corpului care se deplasează în fluid, rezistenţa FS este proporţională cu aria secţiunii corpului, perpendiculară pe direcţia de deplasare, şi cu viteza de deplasare relativă a corpului. În cazul unei sfere, această rezistenţă este dată de legea lui Stokes: r FS = − 6π η r v (2.19) η fiind vâscozitatea dinamică a fluidului. Cunoaşterea acestei forţe permite calculul vitezei limită de cădere a unei particule sferice într-un fluid vâscos, sub acţiunea greutăţii. În afară de greutate (G) şi rezistenţa din partea fluidului, FS , asupra sferei mai acţionează şi forţa arhimedică FA (fig.2.9). Când cele trei forţe îşi fac echilibrul, mişcarea sferei va deveni uniformă. Datorită dependenţei rezistenţei de viteza de cădere, acest lucru se va petrece la o valoare a vitezei, numită viteză limită, vlim: FS + FA = G
(2.20)
19
4 π r3 4 π r3 ρ g , FA = ρ l g şi expresia forţei FS , se obţine: 3 3 2 r 2 g (ρ − ρ l ) vlim = (2.21) 9η ρ fiind densitatea materialului din care este alcătuită sfera şi ρl - densitatea lichidului. înlocuind: G =
Fig. 2.7. Forţele care acţionează asupra unui corp aflat în mişcare într-un fluid vâscos
Întrebări:
1. Ce este presiunea hidrostatică şi care este legea fundamentală a hidrostaticii? 2. Arătaţi ce semnificaţie au ecuaţiile de continuitate şi ecuaţia lui Bernoulli. 3. Ce reprezintă vâscozitatea lichidelor? Care este legea care descrie curgerea lichidelor reale? Bibliografie
1. Bărbulescu, N., R. Ţiţeica, ş.a, 1972 – Fizica, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 2. Dissescu, C.A., ş.a., 1971 – Fizică şi climatologie agricolă, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 3. Săndoiu, Ileana, 2003 – Fizică şi elemente de biofizică cu aplicaţii în agricultură, Ed. Alma Mater, Sibiu.
20
CAPITOLUL 3 ELEMENTE DE FIZICĂ ATOMICĂ ŞI NUCLEARĂ. NOŢIUNI DE RADIOBIOLOGIE Cuvinte cheie: - atom - modele atomice - spectrul atomului de hidrogen - excitarea şi ionizare atomilor - radiaţii X - laser - nucleu atomic - radioactivitate - izotopi radioactivi - particule fundamentale Obiective: - cunoaşterea structurii atomice şi subatomice a substanţei - înţelegerea tranziţiilor cuantice - mecanismul emisiei radiaţiilor X - radiaţia laser; proprietăţi şi aplicaţii - nucleul atomic, radioactivitatea - aplicaţiile izotopilor radioactivi 3.1. Atomul. 3.1.1. Modele atomice. Atomul de hidrogen
Structura atomului a fost descrisă cu ajutorul mai multor modele care au încercat să pună în concordanţă datele experimentale cu teoria. Rutherford (1903) a propus pentru explicarea comportării atomilor modelul planetar. Acest model considera atomul format dintr-un nucleu central în care era concentrată aproape toată masa atomică, iar în jurul lui se mişcau electronii. Pentru a înlătura instabilitatea electrodinamică a modului planetar, Bohr (1913) generalizează teoria cuantelor a lui Planck, introducând trei postulate: 1. În atom, electronii se deplasează pe orbite staţionare, astfel încât, în aceste stări, atomul nici nu absoarbe şi nici nu emite energie. Stările staţionare sunt caracterizate de un şir discret de energii: E1, E2 …, En (postulatul stărilor staţionare); 2. Orbitele staţionare sunt caracterizate prin aceea că momentul impulsului h electronului, mvr, este egal cu un multiplu întreg de : 2π h mvr = n (3.1) 2π unde: n este numărul cuantic principal şi el poate lua orice valoare întreagă 1, 2, … h este constanta lui Planck (6,6256 . 10-34 Js);
21
3. Atomul emite sau absoarbe energie atunci când electronul trece de pe o orbită staţionară pe altă orbită staţionară (postulatul frecvenţelor): hν = E1 - E2
(3.2)
unde: E1 este energia corespunzătoare stării iniţiale; E2 este energia corespunzătoare stării finale a electronului. Postulatele lui Bohr stabilesc regulile de cuantificare care impun anumite valori discrete razei şi energiei electronului (Dissescu, C.A., ş.a., 1971): n2 h 2 (3.3) r= Kme 2 K 2e 4 m E=− 2 2 2n h
(3.4)
în care
h (constanta lui Planck redusă) 2π K = 9 x109 N m2/C2 m – masa electronului (9,1 10-31 kg) e – sarcina electronului (1,602 10-19 C) h=
Relaţia (2.4) a permis calculul lungimilor de undă sau a frecvenţelor pentru radiaţiile emise de atom prin tranziţiile între diferitele nivele energetice: ⎛ 1 1 ⎞ (3.5) ν = R ⎜⎜ 2 − 2 ⎟⎟ ⎝ n 2 n1 ⎠ R fiind constanta lui Rydberg (1,0973731x107 m-1) iar n1 şi n2 numerele cuantice principale ce corespund celor două niveluri energetice între care se face tranziţia. Valorile rezultate coincid cu lungimile de undă sau frecvenţele obţinute experimental pentru atomul de hidrogen. In acest caz liniile spectrale sunt grupate în cinci serii spectrale: Lyman, Balmer Paschen, Brakett, Pfundt.
Fig. 3.1. Nivelurile energetice şi tranziţiile electronice posibile pentru atomul de hidrogen
22
Modelului Bohr i-au fost aduse o serie de perfecţionări: introducerea corecţiei relativiste, cuantificarea spaţială a orbitelor, considerarea orbitelor eliptice, considerarea spinului electronului, etc. Totuşi modelul nu se poate aplica decât hidrogenului sau atomilor hidrogenoizi (atomi multiplu ionizaţi care au doar un electron) şi nu explică unele constatări experimentale cum ar fi aceea că liniile spectrale emise de atomi nu sunt toate la fel de intense. Deficienţele modelelor atomice sunt rezolvate de mecanica cuantică. 3.1.2. Excitarea şi ionizarea atomului
Stările de energie ale atomului de hidrogen corespund stărilor de energie ale electronului. Stările de energie posibile pentru electronul legat de nucleu sunt cele pentru care En< 0. Dintre toate stările energetice posibile pentru electron, starea de maximă stabilitate este starea de energie minimă (stare fundamentală). Ea se obţine pentru n = 1, E1 fiind energia fundamentală. Oricare altă stare de energie En< 0 se numeşte stare excitată şi poate fi obţinută furnizând electronului energia necesară trecerii de pe un nivel pe altul, conform relaţiei hν = E1 - E2. Această energie este numită energie de excitare. Dacă se furnizează electronului energie din exterior, pentru ca el să treacă dintr-o stare cu E<0 într-o stare cu E>0 (energie de ionizare), atomul devine ion pozitiv. Excitarea şi ionizarea atomilor se poate realiza practic prin diferite metode: prin ciocniri (atât cu particule încărcate electric, cât şi cu particule neutre din punct de vedere electric), termic, optic. Aproape concomitent cu excitarea nivelelor atomice, va avea loc revenirea atomului pe starea de energie minimă (dezexcitarea). Aceasta este însoţită de eliminarea surplusului de energie sub formă de radiaţie electromagnetică (de exemplu, emisia de rezonanţă sau fluorescenţa de rezonanţă care apare în cazul excitării optice). 3.1.3. Radiaţia emisă de atomii multielectronici. Aplicaţii
În cazul unui atom cu mai mulţi electroni, asupra unui electron oarecare acţionează simultan forţe de atracţie din partea nucleului şi forţe de respingere din partea restului de electroni. Toţi electronii care au orbite interioare orbitei electronului luat în discuţie micşorează forţa de atracţie a nucleului (ecranare). La atomii multielectronici există tendinţa de împerechere a electronilor pe o orbită dată. Faptul a fost confirmat experimental şi formulat sub formă de principiu de către Pauli (principiul de excluziune): pe o orbită dată nu pot exista mai mult de doi electroni cu spin antiparalel. Electronii unui atom cu mai mulţi electroni se grupează în pături electronice. O pătură electronică este alcătuită din totalitatea electronilor care posedă un număr cuantic principal n dat. Configuraţia electronică este dată de totalitatea electronilor atomului, cu specificaţia aranjamentului pe pături. Spectrele optice ale atomilor cu mai mulţi electroni prezintă unele asemănări cu spectrele optice ale hidrogenului. Astfel, se păstrează caracterul discret al liniilor spectrale, ceea ce corespunde existenţei nivelelor de energie cuantificate. Calculul concret al nivelelor energetice este o problemă extrem de complexă pe care fizica clasică nu o poate rezolva. 23
În cazul atomilor cu mai mulţi electroni, ca şi în cazul atomilor de hidrogen, emisia de radiaţie va avea loc la tranziţia unui electron al atomului de pe o stare staţionară pe alta. Datorită principiului de excluziune, pentru ca tranziţia să aibă loc, trebuie ca nivelul final pe care ajunge electronul să nu fie complet ocupat. Presupunem că unui atom i se furnizează treptat din ce în ce mai multă energie printrunul dintre mijloacele amintite (ciocniri, încălzire, iluminare). Rezultatul va fi excitarea atomului. Mai întâi vor fi excitaţi electronii exteriori cei mai îndepărtaţi de nucleu şi mai slab legaţi. Aceşti electroni sunt numiţi electroni optici, iar pentru excitarea lor sunt suficiente energii de ordinul a 0,25 eV. Dezexcitarea lor conduce la emisia radiaţiei luminoase pentru toate sursele de lumină obişnuită (bec electric, arc electric). Crescând cantitatea de energie furnizată atomului (la valori de ordinul a 103 – 105 eV), vor fi excitaţi electronii pe nivelele energetice mai profunde, din apropierea nucleului. Radiaţiile emise în aceste cazuri au energii foarte mari şi lungimi de undă foarte mici (de ordinul a 0,1 Å) şi sunt cunoscute sub numele de radiaţii X caracteristice (sau radiaţii Röntgen, după numele descoperitorului lor, W.C.Röntgen – laureat al premiului Nobel pentru fizică în anul 1901). Spectrul de emisie sau de absorbţie al radiaţiilor X constituie un mijloc de studiu al structurii interne a atomilor multielectronici, el fiind compus din totalitatea tranziţiilor posibile ale electronilor interiori. Practic, excitarea atomilor pentru a produce radiaţii X caracteristice se face în tuburi speciale, vidate (tub Coolidge – fig.3.2). In acest dispozitiv electronii emişi de un filament incandescent sunt acceleraţi de o diferenţă mare de potenţial şi cad pe anod unde este depusă substanţa de studiat. Analiza radiaţiei X emise pune în evidenţă suprapunerea a două tipuri de spectre: un spectru continuu şi unul discret (de linii) ceea ce înseamnă că există două mecanisme de producere a radiaţiei X. Spectrul discret este cel al radiaţiilor X caracteristice, rezultate ca urmare a tranziţiilor între nivelele de energie ale iar spectrul continuu, al radiaţiilor X de frânare este datorat interacţiunilor electronilor emişi de filament cu nucleele atomilor anodului.
Fig. 3.2. Schema tubului Coolidge
Proprietăţile radiaţiei X Radiaţiile X produc diverse efecte în substanţele prin care trec. Astfel: - determină ionizarea gazelor; - impresionează hârtia fotografică; - produc fluorescenţa unor substanţe; - sunt absorbite puternic de substanţele cu densitate mare; - nu sunt deviate de câmpurile electric şi magnetic; - produc o serie de efecte fiziologice. Nefiind vorba de radiaţii care să se observe cu ochiul liber, ele pot fi detectate cu ajutorul unuia din efectele amintite mai sus.
24
Interacţiunea radiaţiei X cu substanţa Radiaţiile X, străbătând un mediu, suferă fenomenul de atenuare atât datorită procesului de absorbţie, cât şi a celui de difuzie. Dacă se notează cu I0 intensitatea radiaţiei X incidente pe suprafaţa unui mediu, după străbaterea mediului de grosime x, intensitatea radiaţiei devine:
I = I0 . e-μx
(3.6)
unde μ este coeficientul liniar de atenuare. El depinde de lungimea de undă. Atenuarea fiind datorată celor două procese menţionate mai sus, coeficientul de atenuare poate fi exprimat ca suma a doi coeficienţi corespunzători celor două procese: μ = μabs + μdif (3.7) Aceşti coeficienţi depind de energia radiaţiei incidente şi de natura materialului străbătut, ceea ce face ca radiaţiile X să fie folosite la radiografierea diferitelor substanţe. Adeseori, atenuarea razelor X se caracterizează prin coeficientul masic de atenuare: μm =
μ ρ
(3.8)
O substanţă este cu atât mai absorbantă faţă de radiaţiile X cu cât numărul ei atomic este mai mare. Astfel, se explică de ce protecţia împotriva razelor X se asigură cu ecrane de plumb.
3.2. Fenomenul laser. Aplicaţii Emisia spontană şi emisia stimulată Termenul LASER (Light Amplification by Stimulated Emission of Radiation), devenit substantiv comun, desemnează amplificarea luminii prin emisie stimulată. Pentru explicarea fenomenului sunt necesare câteva consideraţii care vor fi reamintite aici pe scurt. Nivelele energetice ale electronilor în atom, caracterizate prin numere cuantice, iau valori discrete, bine determinate. Pentru a trece de pe nivelul fundamental, caracterizat prin energia EF , pe un nivel energetic superior, caracterizat prin EE , electronul trebuie să absoarbă o cantitate de energie egală cu diferenţa dintre cele două nivele. După un anumit interval de timp se va produce fenomenul de dezexcitare, însoţit de emisia spontană a unui foton de energie egală cu diferenţa de energie dintre cele două nivele. Numărul de electroni aflaţi în starea fundamentală NF, este, conform relaţiei lui Boltzmann, mai mare decât cei din starea excitată, NE : EE − EF
NF = e kT NE unde k – constanta lui Boltzmann T – temperatura absolută
(3.9)
Emisia unui foton la revenirea electronului în starea fundamentală se poate face şi ca urmare a stimulării de către un foton care are aceiaşi energie cu diferenţa dintre cele două nivele, rezultând doi fotoni identici. Dacă unul dintre aceşti fotoni întâlneşte un alt electron excitat, el va provoca şi dezexcitarea acestuia şi aşa mai departe. În felul acesta are loc o amplificare a numărului de fotoni prin emisie stimulată.
25
Pentru ca amplificarea să fie cât mai mare trebuie ca numărul de fotoni aflaţi în starea excitată să fie mai mare decât în starea fundamentală (inversiune de populaţii). Practic, se impune folosirea unui nivel de energie intermediar pentru dezexcitare (fig.3.4) şi trebuie furnizată energie mediului activ (substanţa ai cărei atomi generează radiaţia laser) prin pompaj (optic, electric). Probabilitatea stimulării este mărită prin intermediul unor oglinzi paralele, una reflectantă şi cealaltă semitransparentă, care alcătuiesc o cavitate rezonantă în care este amplasat mediul activ (fig. 3.5).
Fig. 3.4: Inversiunea de populaţii
Fig. 3.5: Părţile componente ale unui laser
Caracteristicile radiaţiei laser. Parametrii unui laser Principalele caracteristici ale radiaţiei laser, care o deosebesc de radiaţia emisă de alte surse, sunt monocromaticitatea, colimarea şi coerenţa. • Monocromaticitatea radiaţiei laser rezultă din faptul că fotonii se obţin prin emisie stimulată ceea ce face ca ei să aibă aceiaşi energie şi, prin urmare, aceiaşi lungime de undă. Lungimea de undă, situată în intervalul UV – IR, este specifică mediului activ. • Colimarea, inversul divergenţei, reprezintă gradul de paralelism al fascicolului şi este rezultatul modului de emisie din cavitatea optică. Divergenţa în acest caz este foarte mică (aproximativ 10 secunde). • Coerenţa temporală este dată de menţinerea constantă în timp a diferenţei de fază dintre radiaţiile emise iar coerenţa spaţială, rezultatul unidirecţionalităţii propagării, se datorează păstrării coerenţei pe parcursul propagării. Parametrii unui laser sunt: lungimea de undă, puterea şi modul în care este emisă radiaţia. • Lungimea de undă depinde de mediul activ al laserului şi după cum s-a menţionat, şi este situată în principal în domeniile UV, VIS şi IR; domeniul spectral în care se situează radiaţia emisă a condus la diferite denumiri pentru lasere ca e exemplu: LASER (pentru domeniul optic), IRASER (InfraRed Amplification by Stimulated Emission of Radiation) sau MASER (Microwave Amplification by Stimulated Emission of Radiation). • Puterea sau fluxul energetic pentru un laser poate fi de ordinul μW şi până la GW. O caracteristică importantă este densitatea de putere (puterea pe unitatea de suprafaţă), care este mult mai mare datorită îngustimii fascicolului laser.
26
• -
-
Modul de emisie poate fi continuu sau în impulsuri. Enumerăm în cele ce urmează principalele tipuri de lasere, denumite după mediul activ: lasere cu cristal (cristal de rubin impurificat cu Cr2O3); emit în VIS; lasere cu solide necristaline (sticlă dopată cu neodim); emit în VIS, IR sau UV; lasere cu gaz (gaze nobile, monoatomice, singure (Ar, Kr) sau în amestec – He – Ne – sau gaze cu molecule poliatomice, CO2); emit în VIS, IR; un tip special îl constituie laserul cu excimer (un amestec la presiune mare, format dintr-un gaz nobil, He, Ne, Ar şi o cantitate mică dintr-un compus halogenat); emite în UV; lasere cu lichide (substanţa activă o constituie coloranţii, derivaţi ai cumarinei şi rodaminei); emit în VIS, IR; lasere paramagnetice (fosfat de potasiu di-hidrogen, iodat de lithiu); lasere semiconductoare (cristale de GaAs şi GaAlAs dopate cu impurităţi acceptoare de Zn şi impurităţi donoare de Te); emit în IR şi, uneori în VIS.
Interacţiunea radiaţiei laser cu materia vie. Aplicaţii Efectele care apar ca urmare a interacţiunii laser cu materia vie depind pe de o parte de caracteristicile radiaţiei (lungime de undă, densitate de putere, modul de iradiere – continuă sau în impulsuri -, colimare şi focalizare, polarizare) iar pe de altă parte de caracteristicile mediului. În timp ce la intensităţi mici ale radiaţiei laser modificările produse materialului biologic pot fi compensate de mecanisme locale de reglare, la intensităţi mari acestea devin parţial sau total ireversibile. Principalele elemente absorbante din ţesuturile vii sunt apa, aminoacizii, acizii nucleici şi moleculele care conţin cromofori. În cele ce urmează prezentăm câteva dintre cele mai întâlnite efecte (Herman, Sonia, 2000): - efectele de natură termică: funcţie de energia absorbită ele merg de la creşteri locale de temperatură, denaturarea proteinelor, vaporizarea apei intra şi extracelulare şi până la carbonizarea ţesutului; - efecte datorate câmpului electric intens al undelor electromagnetice; acestea se manifestă prin ruperi de legături, ionizări, reorientări ale unor grupări anizotrope cu structură de cristal lichid (ca de exemplu membrana celulară); - efecte datorate presiunii radiaţiei laser: 30 atmosfere la iradiere continuă, 109 atmosfere în cazul impulsurilor declanşate). În domeniul microbiologiei amintim două dintre cele mai importante aplicaţii, micromanipularea celulelor sau a organitelor celulare şi microdisecţia. Prima aplicaţie, care utilizează tehnica „capcanei” laser sau a pensetei optice şi care se bazează pe presiunea radiaţiei laser, este utilă pentru manipularea virusurilor sau a bacteriilor, la fertilizarea in vitro, la studiul mişcării cromozomilor în timpul mitozei). Microdisecţia cu radiaţie laser permite perforarea locală a membranei celulare, microdisecţia unor structuri biologice cum ar fi cromozomii. Microscopie optică de baleiaj folosind lasere Un domeniu important în care sunt utilizate laserele este cel al microscopiei optice, şi anume în cazul microscopului confocal (Herman, Sonia, 2000). Acesta utilizează ca sursă de lumină un fascicol laser. Fascicolul este focalizat într-un plan al probei. Un detector înregistrează intensitatea radiaţiei reflectate în punctul de focalizare. Proba este baleiată, obţinându-se astfel o imagine a planului focal. Structura tridimensională a probei analizate se poate reconstitui prin focalizarea radiaţiei laser la diferite adâncimi.
27
3.3. Noţiuni de mecanică cuantică Dualismul undă - particulă Newton a observat că fenomenele luminoase pot fi descrise atât pe bază ondulatorie cât şi pe bază corpusculară. S-a ajuns, experimental şi teoretic, să se admită că lumina conţine în sine două calităţi, cea de undă şi cea de particulă (corpuscul). În unele fenomene predomină una sau alta din calităţi, ceea ce nu împiedică lumina să formeze o calitate indestructibilă, undă – particulă. Planck a arătat că lumina, ca undă, se caracterizează prin frecvenţa υ , iar ca particulă prin cuanta de energie hυ pe care o transportă. L. de Broglie (1924) a generalizat rezultatele obţinute anterior şi a arătat că oricărui fenomen ondulatoriu îi este asociată o particulă şi invers, oricărei particule îi este ataşată o undă, numită undă asociată (dualismul undă – corpuscul): o particulă caracterizată prin h impulsul mv se va comporta în mişcarea ei ca o undă cu λ = . mv Experimentele de difracţie a electronilor efectuate de Davison şi Germer (1927) au confirmat teoria lui de Broglie. Astfel, unui electron (m=9,1x10-31kg) în mişcare pe orbită îi corespunde o undă cu λ=7,2x10-10m. Experimentele au fost efectuate şi pe alte particule, protoni, neutroni, şi rezultatele lor au fost concordante cu teoria. Revenind la modelele atomice prezentate anterior, deficienţele lor rezultă din faptul că mişcarea electronului în jurul nucleului nu poate fi complet înţeleasă dacă se consideră numai aspectul corpuscular. Caracterul său ondulatoriu intervine cu cerinţa ca lungimea traiectoriei electronului să fie egală cu un multiplu întreg de lungimi de undă ale undei asociate: 2πr = n λ (3.10) Această cerinţă, împreună cu condiţia de echilibru a forţelor care se exercită asupra electronului şi cu relaţia care exprimă legătura dintre descrierea ondulatorie şi cea corpusculară: h λ= (3.11) mv conduce la expresia cunoscută (relaţia 3.3) pentru raza orbitei electronului. Astfel, existenţa orbitelor staţionare şi cuantificarea mişcării electronice devin o consecinţă a dualismului undă – particulă. Ecuaţia Schrödinger. Orbitali atomici Unda asociată nu este o undă în sensul propriu al termenului ci o cale de explicare a modului deosebit de comportare a microparticulelor. Considerarea dualismului undă – particulă a condus la construirea unui model atomic la baza căruia stă ecuaţia lui Schrödinger. Această ecuaţie descrie mişcarea ondulatorie a electronilor cu ajutorul unei funcţii matematice Ψ(x,y,z) numită funcţie de undă. Una din formele acestei ecuaţii este: 8π 2 m(E − E0 ) ΔΨ + Ψ=0 (3.12) h2 unde Δ - operatorul Laplace m – masa electronului E – energia totală a electronului E0 – energia potenţială a electronului Integrarea ecuaţiei (3.12) şi obţinerea valorilor funcţiei Ψ nu este posibilă decât pentru anumite valori ale energiei totale E a sistemului atomic numite valori proprii, determinate de numerele cuantice principale. Din punct de vedere fizic, funcţia de undă Ψ reprezintă
28
amplitudinea undei asociate electronului iar Ψ2 , probabilitatea ca electronul să se afle într-un anumit punct la distanţa r faţă de nucleu. Soluţiile ecuaţiei se numesc orbitali. Fiecare orbital defineşte o stare posibilă a electronului în atom, caracterizată de o anumită energie şi geometrie. Heissenberg a arătat că, în cazul particulelor microacopice, care au atât caracter ondulatoriu cât şi corpuscular, nu se poate determina simultan şi cu precizie şi coordonata şi impulsul particulei. Relaţia de nedeterminare sau de incertitudine( Δp ⋅ Δx ≥ h ) arată că, odată cu creşterea preciziei în determinarea impulsului, scade precizia în determinarea coordonatelor şi invers. Astfel, conform relaţiei de nedeterminare, electronilor din atom nu li se pot atribui orbite precise. Electronul se va găsi într-o regiune în jurul nucleului, noţiunea de orbită fiind înlocuită cu aceea de nor electronic, adică regiunea din spaţiu în care se poate găsi electronul. Probabilitatea ca electronul să se afle în afara norului este practic zero. Orbitalul reprezintă, prin urmare, o imagine în timp a traiectoriei electronului privit ca o distribuţie de sarcină electrică. În funcţie de valoarea numărului cuantic principal, există mai multe tipuri de orbitali, de diferite forme geometrice. În cazul atomului de hidrogen aflat în stare fundamentală, electronul său (caracterizat prin numărul cuantic principal n=1) se poate găsi în orice punct al unei regiuni cu centrul în nucleu. Orbitalii de acest tip, cu simetrie sferică, se numesc orbitali de tip s. În starea caracterizată de n=2, atomul are patru orbitali de aceiaşi energie, dar cu simetrie diferită. Unul este de tip s (cu simetrie sferică), ceilalţi sunt formaţi din câte doi lobi identici aşezaţi simetric de o parte şi de alta a unui plan nodal care trece prin nucleu. 3.4. Nucleul atomic. Fenomenul de radioactivitate Nucleul atomic Nucleul atomic este considerat partea centrală a atomului, încărcată cu sarcină electrică pozitivă, în care se află concentrată practic toată masa atomului. Nucleele sunt alcătuite din două tipuri de particule elementare: protoni şi neutroni. Protonul are sarcină pozitivă, egală în mărime cu a electronului, iar neutronul este neutru din punct de vedere electric. Masele lor sunt cât aproximativ 1836 de mase electronice. Protonul şi neutronul sunt considerate ca două stări cuantice diferite ale aceleiaşi particule numite nucleon. Stabilitatea nucleelor este determinată de forţele de atracţie dintre nucleoni, forţe nucleare. Interacţiunea dintre nucleoni se realizează prin intermediul unui câmp, câmp mezonic.
Forţele nucleare fac parte din cele patru tipuri de interacţiuni cunoscute: (1) interacţiunile tari, realizate prin forţe nucleare; (2) interacţiunile electromagnetice, realizate prin câmpul electromagnetic între particulele încărcate electric; (3) interacţiunile slabe – responsabile pentru procesele de tipul dezintegrărilor β şi (4) interacţiunile gravitaţionale, realizate prin intermediul câmpului gravitaţional, dar care nu par a juca un rol important la scară atomică. Numărul de protoni dintr-un nucleu este egal cu sarcina acestuia, Z, şi egal cu numărul atomic al elementului chimic corespunzător din tabelul periodic al elementelor. Există nuclee cu numărul atomic cuprins între 1 şi 104. Numărul de neutroni dintr-un nucleu se notează cu N iar numărul total de nucleoni din nucleu (A=Z+N) este numărul de masă al nucleului. Termenul de nuclid, cu simbolul ZA X , desemnează specia atomică (X – simbolul elementului chimic) definită printr-o anumită compoziţie a nucleului: Z protoni şi (A – Z) neutroni. 29
Legat de numerele atomice şi numerele de masă, se utilizează următoarea terminologie: -
izobari – nuclizii cu acelaşi număr de masă; izotopi – nuclizii cu acelaşi număr atomic; izotoni – nuclizii cu acelaşi număr de neutroni; izomeri – nuclizii care au acelaşi număr de masă şi acelaşi număr atomic dar diferă prin proprietăţile radioactive.
Radioactivitatea Radioactivitatea este proprietatea nucleelor de a se dezintegra, adică de a emite spontan particule elementare sau nuclee uşoare, transformându-se în alte nuclee. Radioactivitatea poate fi naturală (emisia naturală de particule) sau artificială (provocată prin bombardarea unor nuclee stabile cu neutroni sau cu particule încărcate). Studiindu-se în câmp magnetic sau electric radiaţiile emise de substanţele radioactive, au fost puse în evidenţă trei componente denumite: alfa (α), beta(β), gamma (γ). Particulele α sunt nuclee de heliu (A = 4 şi Z = 4), particulele β sunt electroni şi pozitroni (β- şi β+), iar componenta γ care nu este deviată de câmpul magnetic sau electric, este de natură electromagnetică. Elementele radioactive existente în natură sunt grupate în trei serii naturale şi una artificială. Fiecare serie este formată dintr-un element radioactiv greu (cap de serie, A>200) şi din alte elemente radioactive care se formează prin dezintegrări succesive, terminându-se cu câte un izotop stabil. Cele patru serii radioactive sunt: 238 206 - seria uraniului 92 U → 82 Pb
Th→ 208 82 Pb
-
seria thoriului
232 90
-
seria actiniului
235 92
U → 207 82 Pb
209 seria neptuniului 241 94 Pu → 83 Bi ; această serie a fost obţinută artificial. În afara seriilor amintite, în natură există şi câteva elemente radioactive mai uşoare 40 K , 3787 Rb , 176 care nu formează serii: 19 71 Lu .
-
Dezintegrarea alfa Prin emisia unei particule α, nuclidul ZA X se transformă într-un alt nuclid, deplasat cu două locuri la stânga în sistemul periodic al elementelor: A Z
X → α + ZA −− 42Y
(3.13)
Particulele α expulzate de nucleu nu există în interiorul lui ca atare; ele se formează doar în momentul dezintegrării prin unirea a doi protoni cu doi neutroni. Particulele α au putere mică de pătrundere în substanţă (de numai 0,05 mm în Al) şi putere de ionizare mare. Dezintegrarea beta Prin dezintegrare β, un nuclid ZA X instabil se transformă într-un alt nuclid al cărui număr atomic variază cu o unitate ΔZ = ±1. Procesul are loc fie prin emisia de electroni (dezintegrare beta minus, β-), fie prin emisia de pozitroni (dezintegrare beta plus, β+):
30
A Z
X → β − + Z +A1Y
(3.14)
A Z
X → β + + Z −A1Y
(3.15)
Relaţiile (3.13) – (3.15) sunt cunoscute sub numele de legile deplasării radioactive (Fajans şi Soddy). Electronii emişi în dezintegrarea β- nu pot exista în nucleu şi nu provin nici din învelişul electronic al atomului, astfel încât problema dezintegrării β- este foarte complicată. S-a demonstrat că electronii emişi (particulele β- apar ca urmare a transformării neutronilor în protoni, proces însoţit de apariţia unui antineutrino ( υ~e ): 1 0
n → 11p +
0 −1
e + υ~e
(3.16)
Emisia de radiaţii β+ (dezintegrarea pozitronică) poate fi explicată printr-un mecanism asemănător: 1 1
p →
1 0
n +
0 +1
e + υe
(3.17)
Dezintegrarea β+ este însoţită de apariţia unei particule neutre din punct de vedere electric, de masă foarte mică, neutrino( υ e ). Radiaţia β-, formată din electroni, are o putere de pătrundere mai mare şi o putere de ionizare mai mică decât a radiaţiei α, electronii având o masă de aproximativ 7 000 de ori mai mică decât particulele α. De multe ori, dezintegrarea β+ este însoţită de un alt tip de transformare, şi anume de captura electronică. Nucleul unui atom excitat poate captura unul din proprii săi electroni, de obicei unul de pe nivelele energetice cele mai apropiate de nucleu (pătura K). În nucleu, el se uneşte cu un proton dând naştere unui neutron şi unui neutrino: 1 1
p +
0 −1
e →
1 0
n + υe
(3.18)
Ca urmare, nuclidul ZA X se transformă într-un nou nuclid cu un număr atomic mai mic cu o unitate, dar cu acelaşi număr de masă, pentru că numărul total de nucleoni nu s-a schimbat: A Z
X + K e + → Z −A1Y + υ e
(3.19)
Captura electronică atrage după sine o rearanjare a electronilor atomului, adică ocuparea locului liber din pătura K şi emisia unei radiaţii corespunzătoare. Dezintegrarea gama În mod normal, nuclidul format în urma unei dezintegrări α sau β se găseşte în stare de energie minimă (fundamentală). Este însă posibil ca particula α sau β să fie emisă cu o energie cinetică mai mică decât energia maximă disponibilă, diferenţa fiind preluată de radionuclidul nou format, care se va găsi într-o stare excitată. La revenirea în starea fundamentală, nuclidul eliberează excesul de energie sub forma unei radiaţii gama.
Prin emisia unei cuante gama nu se schimbă nici masa, nici numărul de ordine al nuclidului respectiv: A Z
X *→ ZAX + hυ
(3.20)
Spre deosebire de radiaţiile luminoase şi de razele X, radiaţiile γ sunt emise de nucleul atomic şi nu de învelişul electronic al acestuia. Ele au o frecvenţă mai mare (~6 . 1020 Hz),
31
ceea ce face ca energia şi puterea lor de pătrundere să fie mai mare. Ca urmare, puterea lor de ionizare este mai mică. Uneori, nuclidul excitat, rezultat prin dezintegrare α sau β, revine în starea fundamentală nu prin emisie γ, ci prin transmiterea surplusului de energie unuia din electronii atomului. Fenomenul este numit conversie internă şi se manifestă prin emisia unor electroni, emisie însoţită de o radiaţie X caracteristică. Electronii rezultaţi ca urmare a conversiei interne se deosebesc de cei rezultaţi prin dezintegrare β- prin faptul că sunt monoenergetici. Prezentăm în cele ce urmează cîteva exemple de tipuri de dezintegrare: 210 84 32 15
Po → α + 206 82 Pb
(3.21)
32 P → β − +16 S
(3.22)
(3.23) C → β + +105B Pentru dezintegrarea gamma se poate da exemplul cobaltului 60, izotop des utilizat în aplicaţii. În urma dezintegrării β- ia naştere izotopul 60 al nichelului care însă se va afla într-o stare excitată. Nichelul va trece în starea fundamentală prin emisia a două cuante gamma de energii 1,17 şi 1,33 Mev. 10 6
Legea dezintegrării radioactive Procesul de dezintegrare este un proces statistic. Dintr-o probă dată nu se poate prevedea care anume atomi se vor dezintegra la un moment dat, dar se poate cunoaşte numărul de atomi care se vor dezintegra într-o perioadă de timp. Acest număr este dat de legea dezintegrării radioactive: N = N 0 e − λt (3.24) unde: N0 este numărul de atomi prezenţi la momentul iniţial; N este numărul de atomi radioactivi prezenţi la momentul t; λ este constanta dezintegrării radioactive, caracteristică fiecărui element; ea este numeric egală cu fracţiunea din numărul de nuclee prezente la un moment dat care se dezintegrează în unitatea de timp. Relaţia (3.24) este ilustrată grafic în figura 3.5.
Fig. 3.5. Reprezentarea legii dezintegrării radioactive
Pentru caracterizarea radioactivităţii unui element se utilizează timpul de înjumătăţire, T1/2, adică timpul în care se dezintegrează jumătate din numărul de atomi existenţi iniţial. Din definiţie rezultă:
T1
2
=
ln 2
(3.25)
λ
32
Se defineşte, de asemenea, viaţa medie a unui element radioactiv, τ:
τ =
1
(3.26)
λ
adică timpul după care numărul iniţial de nuclee N0 se micşorează de “e” ori (e fiind baza logaritmului natural). Activitatea unei probe radioactive, Λ , se defineşte ca numărul de atomi ai probei care se dezintegrează în unitatea de timp:
dN = λN = λN 0 e − λ t (3.27) dt Unitatea de măsură pentru activitatea unei probe este Curie-ul (Ci) care reprezintă activitatea unei cantităţi de substanţă radioactivă care produce 3,7 x1010 dezintegrări pe secundă, indiferent de natura radiaţiilor emise. Se mai utilizează ca unitate de măsură şi rutherford-ul (rd), între cele două unităţi existând relaţia 1 Ci = 3,7 x 104 rd. Λ = −
Radioactivitatea artificială Radioactivitatea artificială se obţine bombardând, (3.28)în reactoare nucleare şi acceleratoare de particule, elementele chimice cunoscute cu particule α, cu protoni, neutroni, etc. Rezultă izotopi radioactivi artificiali, mult mai numeroşi ca cei naturali. Un exemplu îl constituie rezultatul bombardării aluminiului cu particule α şi anume un izotop radioactiv al fosforului: 27 13
30 x Al + 24α →01n+15 P
30 14
Si + e + + υ
(3.28)
Pentru producerea izotopilor radioactivi se mai utilizează generatoarele de radionuclizi care folosesc dezintegrarea spontană a unor nuclizi-tată, cu timp de înjumătăţire relativ lung din dezintegrarea cărora rezultă nuclizi-fii. Aceştia se află în stare metastabilă; ei emit radiaţii gamma cu timp de înjumătăţire mic ceea ce îi face utili în scintigrafie. Aplicaţii ale tehnicilor nucleare Tehnicile nucleare îşi găsesc o largă aplicabilitate în cele mai diverse domenii cum ar fi biologia, chimia, medicina, agricultura, microelectronica, energetica, etc. Utilizarea izotopilor radioactivi în aplicaţiile practice se bazează pe faptul că proprietăţile chimice, precum şi unele din proprietăţile fizice sunt identice pentru izotopii radioactivi şi izotopii stabili ai aceluiaşi element. În plus, izotopii radioactivi emit radiaţii, ceea ce face ca ei să fie uşor detectabili, utilizând tehnici adecvate. Utilizarea izotopilor radioactivi ca trasori şi surse de radiaţii Metoda trasorilor radioactivi (sau a atomilor marcaţi). Marcarea unui element cu izotopi radioactivi se bazează pe modificarea compoziţiei izotopice naturale în favoarea unuia dintre izotopii radioactivi ai elementului respectiv. Introducând elemente cu compoziţie izotopică modificată în diverşi compuşi chimici, se obţin compuşi marcaţi cu izotopi radioactivi (se poate modifica şi proporţia izotopilor stabili ai unui element, având de a face în acest caz cu marcarea cu izotopi stabili).
33
Elementul (compusul) marcat cu izotopi radioactivi se comportă analog cu elementul nemarcat şi, în plus, el emite radiaţii detectabile prin diverse mijloace. Aceasta permite urmărirea mersului elementului marcat în decursul diferitelor procese fizice, chimice, biologice, la care ia parte. Elementul marcat cu izotopi este numit, în acest caz, “trasor”. În practică, ca trasori, se utilizează elemente marcate cu 32P, 14C, 35S, 45Ca, 60Co, 65Zn etc., funcţie de scopul urmărit. În biologie, cu ajutorul acestui mijloc, utilizând mijloace de detecţie adecvate, este posibilă urmărirea traseului urmat de anumite elemente chimice sau compuşi în organismele vii, rolul jucat de ele în procesele vitale etc. În medicină, metoda trasorilor radioactivi constituie o cale modernă de diagnosticare. Astfel, introducerea în organism a unor mici cantităţi de iod radioactiv (131I) permite diagnoza precisă a funcţionării tiroidei; fosforul (32P) permite depistarea tumorilor pe baza constatării că acestea fixează fosforul în cantităţi mai mari decât ţesuturile sănătoase. Izotopii radioactivi ca surse de radiaţii
Izotopii artificiali, ca surse de radiaţii, permit construirea indicatoarelor de nivel pentru lichidele aşezate în rezervoare inaccesibile măsurătorilor obişnuite, determinarea vitezei de curgere prin conducte sau sunt utilizaţi în prospecţiunile geologice. În medicină, sursele alcătuite din izotopi radioactivi sunt folosite în scop terapeutic, în special în oncologie, datorită proprietăţii unor radiaţii de a împiedica înmulţirea anormală a celulelor. Utilizarea tehnicilor nucleare în agricultură Utilizarea izotopilor radioactivi în agricultură presupune, ca şi domeniul la care se referă, o mare diversitate de probleme, deosebit de complexe, ceea ce face ca, aici să amintim numai câteva dintre acestea (Hera, Cr., ş.a., 1984): • Fertilitatea solurilor şi nutriţia plantelor: în direcţia studierii fertilităţii solurilor folosirea izotopului radioactiv 14C şi a izotopului 15 N a adus date noi în cercetările legate de formarea şi descompunerea materiei organice din sol; folosirea izotopilor 32 P, 33P, 45Ca, 59Fe au contribuit la explicarea unor reacţii de transformare a fosfaţilor în soluri; izotopi cum ar fi 13 N , 57Fe, 59Fe, 95Mo, 14C , 13C , 33P au facilitat studierea reacţiilor biochimice legate de fixarea azotului; necesarul de microelemente din sol a fost stabilit în urma studiilor cu 65 Zn, 59Fe, 54Mn ; de asemenea, astfel de studii au adus date noi despre absorbţia prin sistemul radicular al plantelor şi transportul substanţelor nutritive; • Fertilizarea culturilor de câmp: astfel de studii au fost efectuate prin intermediul îngrăşămintelor marcate cu izotopi stabili şi radioactivi, în principal 15 N şi 32 P şi au condus la completarea unor aspecte într-o serie de probleme practice cum ar fi stabilirea dozelor de îngrăşăminte care trebuie aplicate unei anumite culturi, epoca şi metoda de aplicare, efectul interacţiunii diferitelor tipuri de îngrăşăminte, etc; • Ameliorarea plantelor: unul dintre scopurile agriculturii moderne este obţinerea la principalele plante de cultură de soiuri şi hibrizi rezistenţi la secetă, temperaturi scăzute, boli, cu un conţinut bogat de proteine; aşa cum s-a arătat radiaţiile ionizante produc modificări ale materialului genetic al celulelor, permiţând ca prin rearanjarea cromozomilor şi al genelor, să se obţină noi caractere; acestea sunt apoi selecţionate în sensul dorit; • Controlul dăunătorilor: ca o alternativă la metodele clasice, controlul dăunătorilor poate fi realizat prin tehnica sterilizării cu radiaţii ionizante, în laborator, a masculilor diferitelor insecte; în acest sens la noi în ţară s-au efectuat studii asupra moliei strugurilor, omizii păroase a dudului, ş.a.; 34
•
•
•
Conservarea alimentelor: o metodă utilizată este iradierea cerealelor, legumelor şi fructelor în scopul sterilizării lor şi opririi proceselor metabolice nedorite; dozele de iradiere trebuie să fie astfel stabilite încât să se păstreze calitatea şi aspectul produselor şi să se asigure securitatea consumatorilor; Studiile legate de umiditatea solului: au fost utilizate două metode, metoda gammascopică şi cea neutronică; prima metodă menţionată se bazează pe faptul că gradul de atenuare a unui fascicul de radiaţii gamma într-un sol cu densitate aparentă constantă poate fi corelată cu umiditatea acestuia; metoda foloseşte 137Cs şi un contor Geiger – Muller; metoda neutronică are la bază fenomenul de împrăştiere şi încetinire a neutronilor în contact cu atomii de hidrogen prezenţi în apa din sol; Studii de poluare: marcarea unor substanţe chimice cum ar fi îngrăşămintele, pesticidele, ş.a., permite urmărirea circuitului acestora în soluri, ape, în ţesuturile plantelor precum şi în restul lanţului trofic. 3.6. Particule fundamentale. Radiaţia cosmică
Particulele elementare sau fundamentale, sunt particulele care se comportă ca un tot unitar. In prezent sunt cunoscute mai multe tipuri de particule elementare care diferă ca proprietăţi şi prin natura interacţiunilor dintre ele. Particulele cunoscute se clasifică în patru categorii: 1. fotonii, particule cu masă de repaos zero, asociaţi undelor electromagnetice; 2. leptonii, particule care suferă numai interacţiuni electromagnetice şi slabe (neutrino, electroni, miuonii); 3. mezonii, cu mase intermediare între masele leptonilor şi masele atomice (pioni şi kaoni); 4. barionii, particule cu masa comparabilă cu cea a atomilor celor mai uşori; în această categorie intră nucleonii (protoni, neutroni) şi hiperonii (lambda, sigma, kai, omega). La particulele menţionate se adaugă antiparticulele şi rezonanţele. Antiparticulele (exemplu pozitronul, antiparticula electronului) au în general proprietăţi identice cu cele ale particulelor corespunzătoare, diferind însă de acestea printr-una din mărimile care le caracterizează (de cele mai multe ori, semnul sarcinii electrice). Particulele şi antiparticulele au proprietatea de a se genera şi anihila reciproc. Rezonanţele, descoperite relativ recent, sunt particule cu timp de viaţă extrem de redus, astfel încât nu au putut fi puse în evidenţă direct. Există ipoteza, susţinută de rezultate experimentale, că particulele elementare sunt alcătuite, la rândul lor, din subparticule – quark-ci – a căror sarcină electrică are o valoare fracţionară. Multe din particulele elementare au fost descoperite în radiaţia cosmică. Aceasta constă din fluxuri de particule încărcate, de energii foarte mari, care vin din spaţiul cosmic. Radiaţia din afara atmosferei Pământului este cunoscută drept radiaţia cosmică primară şi este formată din protoni, particule α, precum şi nuclee ale diferitelor elemente. „Captarea” ei de către câmpul magnetic terestru conduce la formarea centurilor de radiaţii. Radiaţia care ajunge la suprafaţa Pământului – radiaţia cosmică secundară – diferă de cea primară datorită interacţiunii acesteia cu particulele din atmosferă. Cuprinde fotoni, electroni, pozitroni (componenta „moale”) precum şi protoni, neutroni, mezoni (componenta „tare”).
35
Întrebări:
1. Care dintre modelele atomice descrie cât mai aproape de realitate comportarea atomului de hidrogen? 2. Ce reprezintă excitarea şi realizarea atomului? 3. Care sunt proprietăţile razelor X şi pe ce se bazează obţinerea radiografiilor clasice? Dar tomografia de raze X? 4. Care sunt caracteristicile radiaţiei laser? 5. Ce este fenomenul de radioactivitate şi care sunt tipurile de particule care se emit? Daţi exemple de reacţii de dezintegrare. 6. Cum pot fi obţinuţi izotopii artificiali? Bibliografie
1. Bărbulescu, N., R. Ţiţeica, ş.a, 1972. – Fizica, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 2. Hera, Cr., Alina Idriceanu, Margareta Bologa, 1984 – Tehnici nucleare în agricultură, Ed. Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti; 3. Săndoiu, Ileana, 1996 – Curs de Biofizică şi Agrometeorologie (Biofizică), USAMVB, litografiat.
36
CAPITOLUL 4 SPECTROSCOPIE. TEHNICI ŞI METODE DE ANALIZĂ Cuvinte cheie: - spectroscopie - spectru - analiză spectrală - spectrofotometrie - spectrofotometru Obiective: - prezentarea uneia dintre cele mai folosite tehnici de analiză calitativă şi cantitativă - expunerea principiilor de construcţie şi funcţionare a spectrofotometrelor 4.1. Definiţii
Spectroscopia este ramura fizicii care se ocupă cu obţinerea, măsurarea şi interpretarea spectrelor de emisie sau absorbţie ale diferitelor substanţe. Spectrul se defineşte ca totalitatea liniilor spectrale rezultate în urma tranziţiilor efectuate între nivelele energetice ale unui sistem atomic sau molecular. După domeniul spectral ce formează obiectul de studiu, există spectroscopie optică, spectroscopie hertziană, nucleară, spectroscopia de radiaţie X, spectroscopia radiaţiei gamma, etc.: - spectroscopia optică – se bazează pe interacţiunea radiaţiei electromagnetice din domeniile UV, VIS şi IR cu substanţa sau producerea acesteia de către substanţă; - spectroscopia hertziană (de radiofrecvenţă) – ansamblul de studii efectuate asupra fenomenului de interacţiune rezonantă între atomi sau molecule şi undele hertziene, adică undele electromagnetice de frecvenţe relativ joase utilizate în transmisiile radio; - spectroscopia de raze X – utilizează principiile care guvernează tranziţiile electronice în domeniul razelor X şi care permit -
-
După felul sistemului de particule implicat, există spectroscopie atomică, moleculară şi nucleară: spectroscopia atomică – are ca obiect măsurarea şi explicarea radiaţiilor fie emise de atomii excitaţi (spectroscopia de emisie), fie absorbite de atomi (spectroscopia de absorbţie); spectroscopia moleculară – are ca obiect studiul radiaţiei emise, absorbite sau împrăştiate de o substanţă formată din molecule; aceasta permite să se facă legătura între frecvenţa radiaţiei emise sau absorbite şi intensitatea acestor radiaţii de proprietăţile ansamblului moleculelor care constituie substanţa; spectroscopia nucleară – se ocupă cu studiul radiaţiilor emise de nucleele care se află în stări excitate.
Tehnicile utilizate în spectroscopia optică se clasifică şi funcţie de fenomenul fizic care stă la baza tehnicii respective (emisia, absorbţie sau împrăştierea radiaţiei electromagnetice) şi după modalitatea de trecere a probei în stare de atomi liberi. 37
Prin analiză spectrală se înţelege metoda de determinare a compoziţiei chimice a diferitelor substanţe prin examinarea spectrelor de emisie sau de absorbţie ale acestora. Pentru analize spectrale se utilizează aparatele numite spectroscoape şi spectrografe. Analiza spectrală este o metodă de bază în monitorizarea calităţii factorilor de mediu. Astfel, de exemplu, pentru determinarea concentraţiei de plumb din aer se utilizează spectroscopia de absorbţie atomică, pentru CO2 , spectroscopia în infraroşu, etc. (Săndoiu, Ileana, 2005). Analiza spectrochimică serveşte la identificarea moleculelor sau grupărilor funcţionale ale compuşilor organici şi minerali. În acest scop utilizează mai multe metode spectroscopice de analiză (difracţia razelor X, spectroscopia UV şi VIS, polarimetria, dispersia optică rotatorie, spectroscopia de fluorescenţă, spectroscopia IR şi Raman, spectroscopia paramagnetică electronică, spectroscopia de rezonanţă magnetică nucleară, spectrometria de masă). Spectrometria înseamnă izolarea, dintr-o radiaţie complexă, continuă sau discontinuă, emisă de o sursă, a unei radiaţii cvasi-monocromatice sau a unei benzi spectrale înguste. Spectrofotometria este tehnica de măsură care asociază analiza spectrală a spectrometriei cu măsurarea mărimilor fotometrice legate în cele mai multe cazuri de proprietăţile materiei. Fotometria este ramura fizicii care se ocupă cu studiul măsurării cantităţilor de lumină sau, în general, al cantităţilor de energie radiantă. Spectroscopul este aparatul care serveşte la descompunerea unei radiaţii electromagnetice (luminoase) şi la obţinerea unui spectru care poate fi observat cu ochiul liber; elementul său component esenţial este o piesă dispersivă – prismă (la spectroscopul cu prismă) sau reţea (la spectroscopul cu reţea); fascicolul de radiaţii care urmează să fie analizat trece printr-un colimator care îl transformă într-un fascicul paraxial, apoi străbate piesa dispersivă, fiind deviat către o lunetă. Prin reflexia totală a unui fascicol de lumină, în câmpul optic al lunetei apare o scală gradată (micrometru), adiacentă spectrului observat. Astfel, fiecare linie spectrală poate fi localizată cu precizie după diviziunea respectivă a scalei. Spectrometrul este aparatul utilizat în scopul măsurării intensităţii componentelor monocromatice ale unei radiaţii electromagnetice; funcţionarea lui se bazează pe descompunerea acesteia cu ajutorul unei prisme rotitoare care proiectează, pe rând, fiecare componentă pe un receptor fotoelectric sau termoelectric. Spectrograful, aparat asemănător spectroscopului, poate înregistra spectrele de emisie sau de absorbţie ale substanţelor pe o placă fotografică în vederea unei analize spectrale precise (cu ajutorul microfotometrului – aparat care compară intensităţile liniilor spectrale). Spectrofotometrele sunt aparate destinate obţinerii spectrelor de emisie sau de absorbţie ale substanţelor şi analizei acestor spectre. Ele măsoară absorbţia (extincţia) sau transmisia radiaţiilor optice de diferite lungimi de undă la trecerea printr-o probă. Adăugând accesorii, pentru unele tipuri de spectrofotometre se pot efectua şi alte tipuri de măsurători cum sunt cele de reflexie regulată sau difuză, de fluorescenţă, etc. Analizele spectrale sunt utilizate pe scară largă în cercetarea biologică şi medicală, în agricultură precum şi într-o serie de alte domenii. Ele permit determinări calitative (identificarea substanţelor pe baza spectrelor de absorbţie, precizarea naturii legăturii legăturilor chimice bazată pe benzile de absorbţie ale cromoforilor) precum şi determinări cantitative (evaluarea concentraţiei substanţelor pe baza legii Bouguer- Lambert- Beer, determinarea purităţii unei substanţe). De exemplu, spectrele de absorbţie ale macromoleculelor permit identificarea acestora şi stabilirea de concluzii referitoare la natura legăturilor dintre atomi în macromolecule şi a grupărilor organice simple.
38
4.2. Tranziţii cuantice
Tehnicile de analiză din cadrul spectroscopiei optice se bazează pe interacţiunea radiaţiei electromagnetice din domeniul vizibil (VIZ), ultraviolet (UV) şi infraroşu (IR) cu substanţa sau producerea acesteia de către substanţă. Sistemele atomice, considerate sisteme cuantice (atomi, atomi excitaţi, ioni, molecule) nu pot exista decât în stări staţionare. Fiecărei stări staţionare îi corespunde un anumit nivel energetic. Pentru sistemele cuantice există mai multe tipuri de nivele (Tănase, Gh. I., 2001), corespunzătoare tipurilor de mişcări pe care le efectuează acestea (rotaţie, vibraţie), existenţei unor momente cinetice proprii (spin) şi condiţiilor externe în care se află (câmp electric sau magnetic): 1. nivele electronice de energie ale atomilor - legate de mişcarea orbitală a electronilor; în cazul electronilor exteriori (de valenţă) tranziţiile dintre nivelele energetice dau spectrele optice în domeniul VIS şi UV; în cazul electronilor de pe păturile interioare ale atomului, tranziţiile dau spectre de raze X; 2. nivele energetice de rotaţie a moleculelor - legate de rotaţia moleculelor ca un întreg; 3. nivele energetice de vibraţie a moleculelor - legate de mişcările de vibraţie ale nucleelor din molecule în jurul unor poziţii de echilibru, respectiv de vibraţiile moleculelor în ansamblul lor; 4. nivele energetice de structură fină - legate de existenţa în cazul electronilor a unui moment cinetic propriu, cel de spin; 5. nivele energetice de structură hiperfină - sunt legate de existenţa unor momente proprii ale nucleelor atomice (spini nucleari); 6. nivele energetice de structură magnetică ( în VIS şi UV nivele Zeeman) - se obţin prin despicarea nivelelor energetice electronice, a nivelelor de rotaţie şi a celor de structură hiperfină într-un câmp magnetic exterior; 7. nivele energetice de structură electrică - se obţin datorită despicării nivelelor energetice ale atomilor liberi şi ale moleculelor, cât şi a nivelelor de rotaţie ale moleculelor ce au un moment electric dipolar, atunci când sunt plasate într-un câmp electric extern. Conform teoriei lui Bohr, sistemele atomice efectuează treceri – tranziţii cuantice dintr-o stare energetică bine definită într-o altă stare energetică bine definită prin absorbţie sau emisie de energie radiantă. Tranziţiile cuantice pot fi: • radiative – când sistemul atomic absoarbe sau emite energie sub formă de cuante; • neradiative – când are loc un schimb direct de energie între sistemul atomic şi sistemele înconjurătoare cu care acesta interacţionează. Fiecărei tranziţii cuantice posibile între nivelele discrete de energie îi corespunde o anumită linie spectrală, caracterizată prin frecvenţa radiaţiei emise sau absorbite, prin lungimea de undă sau prin numărul de undă corespunzător:
ΔE ki = E k − Ei = h ν ki =
hc
λki
= h c ν~ki
(4.1)
Termenul de linie spectrală este legat de faptul că instrumentul spectral optic dă imaginea fantei de intrare pe care cade radiaţia electromagnetică de cercetat sub forma unei linii proiectate în planul focal al instrumentului.
39
4.3. Spectre
Spectrele atomice corespunzătoare atomului de hidrogen, ionilor hidrogenoizi şi chiar pentru atomii mai puţin complicaţi sunt spectre discrete, formate din linii spectrale izolate (spectre de linii). Pentru cele mai simple molecule sunt caracteristice spectrele de benzi discrete – formate din benzi mai mult sau mai puţin înguste, cu structură de linii complicată. Moleculele complicate dau spectre formate din benzi continue foarte largi care nu mai prezintă o structură de linii. Funcţie de sensul în care are loc tranziţia între nivelele energetice există : • spectre de absorbţie - care reprezintă totalitatea tranziţiilor radiative de pe nivelele inferioare pe nivelele superioare ale sistemului atomic sau molecular, tranziţii ce decurg cu absorbţia unei cuante de energie; • spectre de emisie – când tranziţia are loc de pe nivelele superioare pe cele inferioare, cu emisia unei cuante de energie. 4.4. Legile absorbţiei luminii
Legea de bază a fost enunţată de către Lambert şi Bouguer (sec al XVIII – lea) şi completată de Beer (1852). Dacă se consideră un fascicul de radiaţii luminoase de intensitate I0 care cade perpendicular pe suprafaţa unui mediu absorbant, o parte se va reflecta (Ir), o parte va fi absorbită (Ia), o parte împrăştiată (Id) iar altă parte (It) va fi transmisă. Între aceste intensităţi există relaţia: I0 = Ir + Ia + Id + It
(4.2)
Atunci când condiţiile experimentale sunt aceleaşi, relaţia se poate scrie sub forma: I0 = Ia + It (4.3) Dacă un fascicul paralel de radiaţii monocromatice de intensitate I străbate un strat omogen de substanţă absorbantă de grosime infinitezimală dx, diminuarea intensităţii fasciculului transmis este dată de:
− dI = k ′ I dx unde k ′ este coeficientul de absorbţie.
(4.4)
Prin integrare pe grosimea cuvei, b, se obţine: ⎛I ⎞ ⎛I ⎞ ln⎜⎜ t ⎟⎟ = − k ′ b sau ln⎜⎜ 0 ⎟⎟ = k ′ b ⎝ I0 ⎠ ⎝ It ⎠
(4.5)
sau ⎛I ⎞ 1 k′ b = k b lg⎜⎜ 0 ⎟⎟ = ⎝ I t ⎠ 2,303 unde k= 0,4343 k ′ .
(4.6)
Ceea ce poate fi scris sub forma (legea Bouguer – Lambert):
40
I t = I 0 e −k′ b
(4.7)
I t = I 0 10 − k b
(4.8)
sau
Raportul procentual dintre intensitatea fascicolului transmis şi cel incident defineşte transmisia sau transmitanţa: I (4.9) T % = t 100 I0 Absorbanţa mediului, (A) întâlnită în literatura de specialitate şi ca densitate optică, D, sau extincţie, E, este logaritmul zecimal al inversului transmisiei: ⎛I ⎞ ⎛1⎞ (4.10) A = D = E = lg⎜ ⎟ = lg⎜⎜ 0 ⎟⎟ = k b ⎝T ⎠ ⎝ It ⎠ Conform legii lui Beer coeficientul de absorbţie k este direct proporţional cu concentraţia c (mol L-1) a constituentului absorbant din soluţie: k =ε c (4.11) unde ε este absorbtivitatea molară sau coeficientul molar de absorbţie (L mol-1 cm-1). Din combinaţia celor două legi rezultă legea Bouguer – Lambert – Beer: ⎛I ⎞ ⎛1⎞ (4.12) A = lg⎜ ⎟ = lg⎜⎜ 0 ⎟⎟ = ε c b ⎝T ⎠ ⎝ It ⎠ care arată că absorbanţa fiecărui sistem absorbant este generată de un factor intensiv, ε numit absorbtivitatea molară, ce caracterizează fiecare specie absorbantă, factor care poate fi definit plecând de la relaţia anterioară şi care depinde în principal de lungimea de undă la care se măsoară absorbţia şi de natura substanţei absorbante. In condiţii experimentale optime absorbtivitatea molară se defineşte ca ε max şi are valori cuprinse între 103 şi 105 L mol-1 cm-1. Legile absorbţiei luminii sunt valabile pentru soluţii de analiţi foarte diluate, pentru radiaţii monocromatice paralele şi coerente şi în medii optic omogene (izotrope). 4.5. Principii constructive ale aparaturii utilizate în spectroscopia optică
Fig. 4.1 : Schema bloc a unui spectrometru optic
Orice instrument spectrometric conţine 5 componente principale sau module: 1. sursă de radiaţii electromagnetice (de energie necesară producerii fenomenului fizic dorit la interacţiunea acesteia cu proba de analizat); 2. un selector al domeniului spectral dorit, care permite obţinerea unei anumite lungimi de undă sau grup de lungimi de undă (bandă spectrală); acesta poate fi un sistem de filtrare, monocromator, interferometru Michelson;
41
3. cuva – container transparent în domeniul de lungimi de undă utilizat, în care se aşează proba pe durata efectuării măsurătorilor; 4. detector, traductor – receptor de radiaţii electromagnetice cu rolul de a converti energia radiantă sosită de la probă la acesta într-un semnal utilizabil, de obicei unul de natură electrică; 5. sistem de evaluare a sistemului de ieşire provenit de la receptor. In cazul spectrometriei de emisie (atomică sau moleculară) proba de analizat devine sursă de radiaţii electromagnetice, caz în care atomii, respectiv moleculele acesteia fiind în stări energetice excitate, vor reveni în stări de energie mai joasă, emiţând radiaţii electromagnetice caracteristice; Pe lângă cele cinci module, în cazurile tehnicilor individuale există şi alte module, specializate. Sursele de radiaţii electromagnetice utilizate în tehnicile spectroscopiei optice pot fi clasificate după cum urmează: • după compoziţia spectrală a radiaţiei furnizate: o monocromatice (furnizează o singură lungime de undă); o policromatice ( furnizează mai multe lungimi de undă); • după caracterul spectrului pe care îl emit: o surse cu spectru continuu (de benzi); sunt acele surse a căror emisie se întinde fără întreruperi pe o regiune spectrală întinsă; se utilizează corpurile solide încălzite şi descărcările electrice în gaze; o surse cu spectru discontinuu (de linii); cele mai utilizate astfel de surse sunt: arcul electric, scânteia electrică, lampa cu catod cavitar, lampa cu descărcare în vapori; laserul este, aşa cum s-a specificat deja, şi el utilizat ca sursă de radiaţii în spectroscopia optică; • după domeniul spectral în care acestea emit: o surse pentru IR o surse pentru VIS o surse pentru UV Sistemele de obţinere a radiaţiilor monocromatice sau selectoare de lungimi de undă pot fi filtrele optice (filtre de absorbţie, filtre de interferenţă), monocromatoarele (prisme optice şi reţele de difracţie), policromatoarele sau interferometre Michelson. Interferometrul este instrumentul optic utilizat pentru măsurarea lungimilor de undă, a unităţilor de lungime, a indicilor de refracţie, bazat pe fenomenul de interferenţă a luminii; în interiorul lui un fascicul de lumină este descompus în două sau mai multe fascicule, care străbat ulterior distanţe (sau medii) diferite pentru ca apoi să interfereze. Din studiul franjelor de interferenţă se pot obţine informaţii privind natura luminii precum şi a mediilor parcurse. Monocromatorul este dispozitivul optic care emite lumină monocromatică, separând radiaţiile de o anumită lungime de undă dintr-un spectru continuu; conţine o prismă rotitoare care deviază radiaţiile de aceiaşi lungime de undă componente ale unui fascicul de lumină, către o fantă; în funcţie de poziţia prismei, dispozitivul selectează o anumită culoare a spectrului.
Containerele pentru susţinerea probelor (cuve sau celule) sunt confecţionate din materiale transparente pentru radiaţiile electromagnetice din domeniul spectral de interes iar printre principalele materiale folosite se numără NaCl, KCl, KBr, LiF, ZnSe, cuarţ pentru UV, cuarţ pentru IR (sticlă silicoasă), polietilenă.
42
Detectori (receptori sau traductori) de radiaţii electromagnetice sunt dispozitive care realizează conversia energiei transportate de radiaţia electromagnetică provenită de la probă într-o altă formă de energie, de exemplu impulsuri electrice. În principiu funcţionarea unui detector de radiaţii electromagnetice se bazează pe producerea unui fenomen fizic la interacţiunea radiaţiei cu materialul activ al detectorului (producerea senzaţiei de lumină, efect fotografic, efect fotoelectric extern sau intern, efect termic). Ca exemple de detectori se pot da detectorii fotoelectrici (celula fotovoltaică, celula fotoelectrică, fotomultiplicatorul) sau detectorii termici (termocupluri, bolometre, detectori piroelectrici). Sistemul de evaluare reprezintă modulul final. El are rolul de a prelua semnalul furnizat de detector care, de cele mai multe ori este de natură electrică, şi de a-l transforma in informaţie analitică. 4.6. Spectroscopia de absorbţie moleculară în infraroşu
Este utilizată pentru obţinerea şi interpretarea spectrelor de absorbţie moleculară în domeniul IR datorate tranziţiilor vibraţionale ale atomilor din molecule. Aceste spectre sunt utile pentru analiza calitativă şi structurală a substanţelor anorganice, dar în special a substanţelor organice. Spectrometrele de absorbţie moleculară în IR folosite în prezent se împart în trei categorii: • spectrometre cu sistem dispersiv; • spectrometre cu sistem nedispersiv; • spectrometre cu transformată Fourier sau interferometrice. Spectrometrele cu sistem dispersiv realizează separarea radiaţiilor electromagnetice din domeniul IR pe lungimi de undă, numere de undă, respectiv frecvenţe, prin dispersie, folosind în acest sens monocromatorul dotat cu elemente dispersive. Spectrometrele cu sistem nedispersiv sunt utilizate pentru lichide şi pentru gaze. Ele au o largă aplicabilitate la analiza în flux continuu sau la analiza în serie a unor probe de acelaşi tip. Analizorul nedispersiv constă dintr-o sursă de radiaţii IR de la care se obţin două fascicule paralele cu ajutorul a două oglinzi concave. Radiaţia IR este trecută printr-o celulă ce conţine un gaz de referinţă într-unul din canale şi gazul de determinat în celălalt canal. Intensitatea radiaţiei transmise este măsurată cu ajutorul a doi detectori montaţi într-un montaj diferenţial de măsurare. Spectrometrele interferometrice (sau cu transformată Fourier – FTIR – Fourier Transform Infrared) se bazează pe interferenţă, adică pe dirijarea radiaţiei în două fascicule coerente, supunerea unuia din fascicule unei anumite întârzieri în timp, adică crearea unei diferenţe de fază între cele două fascicule şi apoi suprapunerea lor pentru a produce un sistem de franje de interferenţă. Aplicarea ulterioară a transformatei Fourier asupra informaţiei astfel obţinute conduce la obţinerea unui spectru de absorbţie sau de transmisie obişnuit. 4.7. Spectroscopia de absorbţie moleculară în vizibil şi Ultraviolet
Spectroscopia de absorbţie moleculară în vizibil şi ultraviolet este utilizată pentru obţinerea şi interpretarea spectrelor de absorbţie moleculară datorate tranziţiilor energetice electronice peste care se suprapun tranziţiile de rotaţie şi de vibraţie. Datorită acestei
43
suprapuneri a celor trei tipuri de tranziţii, spectrele de absorbţie moleculară în VIS şi UV apar sub forma unor benzi largi, acestea nemaifiind în aceiaşi măsură caracteristice ca spectrele de absorbţie moleculară în IR. Lungimea de undă la care se fac măsurătorile de absorbţie în scopuri cantitative este fixă şi aceasta se alege astfel încât analitul absorbant să prezinte absorbţie maximă. Spectrele de absorbţie moleculară în VIS şi UV de cele mai multe ori se înregistrează pentru probe în soluţie. Întrebări: 1. Ce este spectroscopia? 2. Care sunt tipurile de tehnici spectroscopice care pot fi deosebite funcţie de domeniul spectral, fenomenul fizic care stă la baza tehnicii respective şi după felul sistemului de particule implicat? 3. Ce se înţelege prin analiză spectrală? 4. Ce sunt spectrofotometrele şi care sunt principalele module care intră în construcţia unui spectrofotometru? 5. Definiţi absorbanţa, respectiv transmitanţa unui mediu. Bibliografie
4. Săndoiu, Ileana, 2005 – Fizica factorilor de mediu, Ed. Elisavaros, Bucureşti; 5. Sears, F.W., Zemansky, M.W., Young, H.D., 1983 – Fizică, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 6. Tănase, I. Gh, 2001 – Tehnici şi metode spectrometrice de analiză, Ed. Ars Docendi, Bucureşti;
44
CAPITOLUL 5 NOŢIUNI DE BIOFIZICĂ MOLECULARĂ ŞI TERMODINAMICĂ BIOLOGICĂ Cuvinte cheie: - gaze - lichide (apa) - strat superficial - capilaritate - difuzie - osmoză - dializă - proces ireversibil - entropie - capacitate antientropică Obiective: - înţelegerea legăturilor intra şi intermoleculare - studiul stărilor de agregare ale materiei şi a proprietăţilor acestora - legităţile după care decurg fenomenele de transport în gaze şi lichide; aplicaţii în lumea vie - principiile termodinamicii - termodinamica proceselor ireversibile şi aplicaţii în studiul sistemelor vii
Pentru a aborda o serie de probleme de biofizică moleculară şi termodinamică biologică este necesară reamintirea unor noţiuni de fizică moleculară şi termodinamică. Fizica moleculară este ramura fizicii care studiază proprietăţile fizice şi stările de agregare ale corpurilor pe baza structurii lor moleculare, a forţelor de interacţiune dintre particulele care alcătuiesc corpurile şi naturii mişcării termice a acestor particule. Ea utilizează două metode complementare: o metodă statistică şi o metodă termodinamică. Metoda statistică constă în studierea proprietăţilor sistemelor macroscopice cu ajutorul statisticii matematice, a legilor mişcării termice pentru numărul foarte mare de particule care alcătuiesc sistemul. Metoda termodinamică nu ia în considerare structura internă a corpurilor ci operează cu caracteristicile macroscopice ale obiectelor de studiu şi se bazează pe nişte principii extrem de generale, principiile termodinamicii. 5.1. Legături intra şi intermoleculare
Molecula este cea mai mică particulă de substanţă care poate să existe în mod liber. Ea are toate proprietăţile chimice ale substanţei respective. Moleculele iau naştere datorită tendinţei naturale de asociere a atomilor şi datorită faptului că atomii au afinitate unii faţă de alţii. Pentru înţelegerea formării structurilor moleculare este necesară cunoaşterea diferitelor tipuri de interacţiuni care se manifestă în interiorul lor şi între ele. In general, interacţiunile intermoleculare sunt de natură electrostatică. Prezentăm pe scurt tipurile de interacţiuni, energiile de legătură, menţionând acolo unde este posibil implicaţiile biologice:
45
1. legătura covalentă, cunoscută din chimie, importantă pentru explicarea structurii moleculelor; 2. legătura ionică (interacţiune sarcină-sarcină) - exprimată prin relaţia cunoscută din electrostatică: q ⋅q (5.1) K 1 2 r în care r este distanţa care separă sarcinile punctiforme q1 şi q2; este o legătură puternică şi explică, printre altele, proprietăţile polielectroliţilor; 3. interacţiunea sarcină – dipol permanent; dipolul este o structură formată din două sarcini electrice de mărime egală dar de semn contrar, situate la o anumită distanţă, d; gradul de polarizare se măsoară prin momentul electric al dipolului moleculei μ=q d ; interacţiunea, care explică solubilitatea şi hidratarea ionilor, este descrisă de relaţia: μ 2⋅ ⋅ q 2 K (5.2) 3kTr 3 (k – constanta Boltzmann, T – temperatura absolută); 4. interacţiunea sarcină – dipol indus; atunci când un ion pozitiv se apropie de un atom sau o moleculă neutră, electronii vor fi atraşi iar nucleul, respins; ca urmare apare o separare a sarcinilor, formându-se un dipol indus; relaţia care o descrie este: α ⋅ q2 K 3 (5.3) r α fiind gradul de polarizare; explică polarizarea compuşilor nepolari. 5. interacţiunea dipol permanent – dipol permanent; forţele intermoleculare între dipolii permanenţi se numesc forţe de aliniere sau forţe Keesom; modul de manifestare al interacţiunii este următorul: dacă avem doi dipoli permanenţi, sub influenţa câmpului electric creat de unul din dipoli, celălalt are tendinţa de a se plasa paralel, dar cu o orientare a polarităţii opusă; relaţia care descrie interacţiunea este: Kμ12 ⋅ μ 22 (5.4) 3kTr 6 Ea intervine în mecanismele de stabilire a legăturilor de hidrogen. 6. interacţiunea dipol permanent – dipol indus ; se manifestă prin forţele Debye: α ⋅ μ2 (5.5) K r6 şi explică interacţiunile stereospecifice la distanţe foarte scurte. 7. interacţiunea dipol instantaneu – dipol instantaneu (forţe London) – descrisă de relaţia: K
α2
(5.6)
r6 8. legături de hidrogen 9. interacţiunea hidrofobă
Sub denumirea de interacţiune (forţe) Van der Waals sunt incluse mai multe tipuri de interacţiuni, energia potenţială totală de atracţie putând fi considerată suma dintre energia de interacţiune de orientare, de inducţie şi de dispersie. Acestea scad foarte repede cu distanţa, 46
intensitatea lor fiind invers proporţională cu puterea a 7 – a a distanţei. Când moleculele se apropie foarte mult, între molecule încep să acţioneze şi forţe de respingere datorate învelişurilor electronice ale atomilor. 5.2. Stările de agregare ale materiei
Intensitatea forţelor de interacţiune dintre particulele care alcătuiesc substanţele, aranjarea în spaţiu ale acestor particule şi felul în care se manifestă agitaţia termică (mişcarea permanentă şi dezordonată a atomilor şi moleculelor) determină starea de agregare în care se pot afla substanţele. Astfel, în starea gazoasă, moleculele se găsesc la distanţe foarte mari unele de altele şi forţele de coeziune sunt foarte mici. Ca urmare, gazele nu au nici formă nici volum proprii. Starea de agitaţie termică a moleculelor este foarte intensă. La temperaturi şi presiuni foarte ridicate, de ordinul a milioane de grade şi zeci de mii de atmosfere, gazele trec într-o stare de ionizare totală, care constituie o stare specială a substanţei, numită plasmă. În starea lichidă, forţele de coeziune sunt mai mari decât la gaze, ceea ce face ca lichidele să aibă volum determinat, dar nu şi formă proprie. În starea solidă, particulele componente sunt supuse unor puternice forţe de atracţie şi respingere, ceea ce face ca solidele să aibă volum şi formă bine determinate. În cele ce urmează accentul va fi pus pe studiul stărilor gazoasă şi lichidă. 5.3. Starea gazoasă 5.3.1. Gazul ideal. Legile gazului ideal
Un gaz ideal sau perfect este gazul în interiorul căruia nu se manifestă forţele de interacţiune moleculară. La aceasta se adaugă şi alte ipoteze valabile la scară microscopică: • toate moleculele gazului sunt identice; • numărul total de molecule este mare; • volumul moleculelor constituie o fracţie mică, neglijabilă, din volumul total ocupat de gaz; • asupra moleculelor nu acţionează forţe apreciabile decât în timpul unei ciocniri; • ciocnirile sunt elastice şi durează un timp neglijabil. Conceptul de gaz ideal nu este realizat pentru nici un gaz real, dar constituie o aproximaţie a proprietăţilor gazelor reale cu atât mai bună cu cât condiţia rarefiere este mai bine îndeplinită. Legile gazelor ideale au fost stabilite pe cale experimentală, fiind atribuite gazelor reale. Ulterior s-a precizat că aceste legi, reamintite în cele ce urmează, se aplică riguros numai gazului ideal. Legea transformării izoterme (Boyle-Mariotte): o masă dată de gaz ideal, aflat la temperatură constantă, se comprimă sau se dilată astfel încât produsul dintre presiunea şi volumul său să rămână constant. Matematic, legea se exprimă prin relaţia: pV = constant
(5.7)
Legea transformării izobare (Gay-Lussac): la presiune constantă, volumul unei mase date de gaz ideal variază liniar cu temperatura:
47
V = V0 (1+αpt)
sau
V = constant T
(5.8)
unde: V0 reprezintă volumul gazului ideal la 0ºC; αp este coeficientul de dilatare izobară; el nu depinde de natura gazului şi are valoarea 1 αp = grad − 1 ; 273,15 Legea transformării izocore (Charles): la volum constant, presiunea unei mase date de gaz ideal variază liniar cu temperatura: p p = p0 (1+αvt) sau = constant (5.9) T unde: p0 este presiunea gazului la 0ºC; αv este coeficientul de temperatură al presiunii gazului; el nu depinde de natura 1 gazului şi are valoarea α v = grad −1 (este egal cu αp). 273,15 Transformarea adiabatică este transformarea în decursul căreia sistemul nu schimbă căldură cu mediul exterior. Ecuaţia transformării adiabatice (Poisson) pentru gazul ideal este : pV γ = const. (5.10) γ fiind exponentul adiabatic: Cp γ = (5.11) CV Ecuaţia de stare a gazelor ideale Ecuaţia de stare este relaţia dintre parametrii care definesc starea sistemului respectiv. Forma ei generală este:
f (p, V, T) = 0
(5.12)
Pentru un mol de gaz ideal, ecuaţia de stare are forma: pVμ = RT (5.13) unde: p - presiunea gazului; Vμ - volumul molar al gazului; T – temperatura gazului şi R – constanta universală a gazelor perfecte; (8,31 . 10-3 J/K mol grad). m Pentru o masă oarecare m de gaz, volumul este V = Vμ şi ecuaţia de stare devine:
μ
pV =
m
μ
RT (μ fiind masa molară)
(5.14)
5.3.2. Gazul real. Ecuaţia de stare a gazelor reale
Gazul real este gazul între ale cărui molecule se exercită forţe de interacţiune apreciabile şi la care nu se mai poate neglija volumul propriu al moleculelor. Ecuaţia de stare pentru gazul real este ecuaţia Van der Waals. Pentru un mol de gaz forma ei este:
48
⎛ a⎞ ⎜⎜ p + ⎟⎟ ⋅ (V0 − b ) = R ⋅ T V0 ⎠ ⎝
(5.15)
unde: V0 este volumul unui mol de gaz;
a este presiunea internă datorată forţelor e atracţie dintre molecule; V0 b – termen de corecţie datorat volumului intrinsec al moleculelor (co-volum) şi care depinde de numărul lui Avogadro, NA, şi diametrul moleculelor, d, considerate sferice: 2 b = N A ⋅ ⋅π ⋅ d 3 (5.16) 3 Comparând ecuaţia Van der Waals cu ecuaţia de stare a gazelor perfecte se constată că, la temperatură constantă, creşterea spre valori mari a presiunii nu este însoţită de scăderea spre zero a volumului gazului. Acesta nu poate scădea sub valoarea lui b. Datorită presiunii interne există un domeniu de presiuni la care gazul, menţinut la temperatură constantă, se comprimă mai mult decât arată legea gazelor perfecte. In condiţii de rarefiere, ecuaţia Van der Waals se reduce la ecuaţia de stare a gazului ideal. Deşi nu descrie nici ea din punct de vedere cantitativ comportarea gazelor în domenii largi de temperatură şi presiune, ecuaţia Van der Waals s-a dovedit utilă deoarece serveşte la înţelegerea comportării gazelor în vecinătatea temperaturii critice şi poate descrie, într-o anumită măsură şi comportarea lichidelor. 5.4. Starea lichidă
Starea lichidă este o stare a materiei stabilă, intermediară între starea stabilă solidă şi starea stabilă gazoasă pentru o densitate şi temperatură dată. După compoziţia chimică lichidele pot fi constituite dintr-o singură componentă sau din mai multe componente – cazul soluţiilor. Lichidele mai pot fi clasificate astfel (Plăviţu, C.,1994): • lichide normale - dacă proprietăţile lor sunt independente de structura particulelor constituente; • cristale lichide – la care proprietăţile depind puternic de structura particulelor; • lichide cuantice – ca de exemplu izotopii 23 He şi 24 He cu proprietăţi cuantice care se manifestă în apropiere de 0K. Lichidele normale, la rândul lor, pot fi: • lichide simple, formate din molecule sferice între care se exercită forţe de interacţiune de tip Van der Waals, fără momente dipolare (exemple: Ar, CH4, H2, N2 şi unele metale în stare lichidă de tipul Na, Hg ) şi • lichide complexe, constituite din molecule cu momente dipolare, din molecule cu punţi de hidrogen (lichide asociate, ca de exemplu apa) sau constituite din grupări mari de molecule. Se acceptă ipoteza conform căreia în lichide există o ordine locală, ordine la distanţă mică, de câteva diametre moleculare. Modelele construite pe această bază conduc la rezultate satisfăcătoare în raport cu datele experimentale pentru lichidele simple. In cazul lichidelor complexe nu există încă o teorie unitară. 49
Cristalele lichide, ca structură şi ca proprietăţi fizice, ocupă un loc intermediar între lichidele normale şi solidele cristaline. Ele se pot obţine din încălzirea solidului cristalin peste punctul de topire (cristalele termotrope) sau se formează din soluţii într-un anumit domeniu de concentraţii (cristalele liotrope). Moleculele cristalelor lichide, în special de natură organică, sunt puternic alungite, centrele lor de masă prezentând o ordine locală. Datorită formei acestei ordini i se adaugă şi o ordine orientaţională ceea ce face ca ele să aibă proprietăţi anizotrope. In cele ce urmează se vor face referiri la lichidele normale şi în special la cele simple. 5.4.1. Proprietăţi ale stratului superficial al lichidelor. Tensiunea superficială
La suprafaţa de contact a două faze volumice apare întotdeauna o regiune de separaţie, cu o structură proprie şi proprietăţi specifice, diferite de structura şi proprietăţilor fazelor volumice. Această regiune de separaţie se numeşte fază de interfaţă sau pătură superficială. Ea cuprinde toate moleculele aflate sub suprafaţa aparentă a fazei volumice, până la o adâncime egală cu raza sferei de acţiune moleculară. Fenomenele legate de această regiune de separaţie sunt numite fenomene superficiale. Fenomenele de suprafaţă pot fi cu uşurinţă puse în evidenţă, atât în cazul unor pelicule de lichid, cât şi în cazul volumelor mici de lichid, cum este cazul picăturilor acestuia. Forţele care acţionează tangent la suprafaţa peliculei de lichid, normal şi uniform în fiecare punct al conturului său, se numesc forţe de tensiune superficială. Valoarea rezultantei forţelor care acţionează pe un contur de lungime l este dată de relaţia: F = σ ⋅l
(5.17)
unde σ este coeficientul de tensiune superficială (sau, simplu, tensiunea superficială). El depinde de natura lichidului (este specific fiecărui lichid pur) şi este constant când temperatura este constantă. Se măsoară în Nm-1 sau dyn . cm-1. În general, asupra unui lichid acţionează mai multe forţe. Când sunt create condiţii ca celelalte forţe, cum ar fi cea gravitaţională, să fie anulate, forma lichidului este dată de forţele de tensiune superficială. Aceasta explică, de exemplu, forma sferică a picăturilor de ulei de măsline într-o soluţie de alcool în apă. Fenomenele superficiale se explică plecând de la punctele de vedere termodinamic şi cinetico-molecular care conduc la concluzia că tensiunea superficială a lichidului ( σ ) reprezintă energia liberă superficială a unităţii de arie a suprafeţei libere a acestuia. Apa pură la 0ºC are temperatura superficială de 74,64 x 10-3 Nm-1. Dizolvând în apă cantităţi mici de substanţe organice, se obţin soluţii cu tensiune superficială mai mică (şi vâscozitate mai mare), capabile să formeze pelicule cu stabilitate mare. Astfel de substanţe care, dizolvate în lichide le micşorează tensiunea superficială, sunt numite superficial–active (tensio-active), iar cele care lasă neschimbată sau cresc valoarea acestui coeficient se numesc superficial–inactive (tensio-inactive). Atunci când se face referire la tensiunea superficială ce caracterizează un mediu trebuie indicat şi mediul cu care aceasta se află în contact. Astfel, în practică se determină în fapt o tensiune interfacială. S-a arătat, de exemplu, că deoarece suprafaţa “liberă” a unui lichid se află întotdeauna în contact cu vaporii săi, determinările experimentale dau, în cazul lichidelor, o tensiune interfacială σ lv = σ l − σ v , foarte apropiată de cea a lichidului ( σ l ), aceasta pentru că şi gazele au tensiunea superficială proprie ( σ v ) dar foarte mică.
50
5.4.2. Fenomene care apar la contactul solid – lichid
Fie o picătură de lichid (1) pe suprafaţa unui solid (3). Lichidul este mărginit în exterior de un mediu gazos (2) (fig. 5.1).
Fig. 5.1. Forţele de tensiune superficială în cazul unei picături de lichid aflate pe suprafaţa unui solid
Forma suprafeţei lichidului este determinată de forţa gravitaţională (echilibrată de componenta verticală a forţei F12 ); forţa de tensiune superficială care apare la contactul lichid-solid ( F13 ), cea care apare la contactul lichid-gaz (aer, F23 ) şi cea care apare la contactul solid-gaz ( F23 ), ceea ce pe componente se reduce la: (5.18) F13 =F23 cos θu + F12 θu fiind unghiul de udare sau, în termenii tensiunilor superficiale: σ 13 = σ 23 cos θ u + σ 12 (5.19) Sunt posibile două situaţii particulare extreme: • σ 13 − σ 12 = σ 23 adică θu= 0 şi lichidul udă complet suprafaţa solidă (de exemplu, apă pe sticlă); • σ 13 + σ 23 = σ 12 adică θu= π şi lichidul nu udă deloc solidul (de exemplu, apa pe parafină). Aceste situaţii particulare delimitează următoarele două cazuri:
π
<θ < π;
•
cazul suprafeţelor liofobe, când
•
cazul suprafeţelor liofile, când 0 < θ <
2
π 2
.
Pe baza consideraţiilor expuse, se pot trage concluzii asupra formei suprafeţei lichidului care se găseşte într-un vas. Când într-un vas întins se găseşte o cantitate mare de lichid, forma suprafeţei lui este determinată de forţele gravitaţionale. Această formă cerută de condiţia de minim a energiei potenţiale gravitaţionale este plană şi orizontală. Însă, în apropierea pereţilor vasului, suprafaţa se curbează (fig. 5.2), forţele care acţionează la suprafeţele de separaţie trebuind să îndeplinească condiţia de echilibru (5.18).
Fig. 5.2. Forma suprafeţei unui lichid în apropierea pereţilor vasului în care se află lichidul
51
Lichidele care nu udă peretele vasului formează, în imediata vecinătate a peretelui, o suprafaţă convexă, iar lichidele care udă peretele vasului, formează o suprafaţă concavă. La distanţă suficientă de perete, suprafaţa lichidului este plană şi orizontală. Referitor la importanţa acestor fenomene pentru biologie trebuie menţionat faptul că multe plante şi animale secretă substanţe hidrofobe (ceară sau grăsimi) care au rolul de a micşora interacţiunea corpului lor cu apa care, în cantităţi mari ar deveni nocivă. De asemenea, macromoleculele biologice, cum sunt proteinele membranare intrinseci, care se comportă ca polielectroliţi, în mediu apos tind să se plaseze astfel încât să expună spre mediu cât mai multe grupări hidrofile şi să orienteze spre zonele interioare grupările hidrofobe, evitând astfel contactul cu apa (Popescu A., 1994). 5.4.3. Presiunea sub o suprafaţă curbă de lichid
Rezultanta forţelor de interacţiune dintre moleculele din stratul superficial şi moleculele din interiorul unui lichid, raportată la unitatea de suprafaţă, se numeşte presiune internă a lichidului. Ordinul de mărime al presiunii interne este de aproximativ 105 atm, ceea ce explică de ce lichidele sunt atât de greu compresibile. Dacă vasul în care se găseşte lichidul are forma unui tub cu o secţiune mică, lichidul din el formează o suprafaţă liberă curbată continuu, numită menisc. Tuburile cu diametrul mai mic de 1 mm poartă numele de tuburi sau vase capilare. Presiunea din lichidul imediat sub suprafaţa meniscului este mai mică decât cea atmosferică în cazul meniscului concav şi mai mare în cazul meniscului convex. Variaţia de presiune în raport cu presiunea atmosferică cunoscută sub numele de presiune suplimentară sau capilară se datorează rezultantei forţelor de tensiune superficială (fig. 5.3).
Fig. 5.3. Rezultanta forţelor de tensiune superficială în cazul meniscului convex, respectiv concav
Presiunea suplimentară este totdeauna îndreptată spre centrul de curbură al suprafeţei. Ea este dată de legea lui Laplace: ⎛ 1 1 ⎞ ⎟⎟ p s = σ ⎜⎜ + R R 2 ⎠ ⎝ 1
(5.20)
unde σ - tensiunea superficială a lichidului, iar R1 şi R2 sunt razele de curbură ale meniscului. Dacă meniscul este sferic: 2 ⋅σ R1 = R2 şi p s = (5.21) R
52
5.4.4. Fenomene capilare. Aplicaţii
Curbura suprafeţei lichidelor aflate în tuburi înguste determină o serie de fenomene specifice care poartă numele de fenomene capilare. Ascensiunea şi depresiunea capilară. Considerăm un tub capilar introdus într-un vas cu lichid aflat în echilibru, lichid care udă pereţii vasului. În tub, lichidul formează un menisc concav cu raza de curbură R. Presiunea suplimentară este cea care determină ascensiunea lichidului în capilare (fig. 5.4 a). Această presiune trebuie să fie echilibrată de presiunea hidrostatică a coloanei de lichid din tub: 2⋅σ (5.22) = ρgh R unde h este înălţimea coloanei de lichid. Ea va fi dată de expresia: 2⋅σ h = (5.23) Rρg sau, dacă notăm cu r raza tubului capilar: 2 ⋅ σ ⋅ cos θ h = (5.24) rρg θ fiind unghiul de udare.
Fig. 5.4. Fenomene capilare a) ascensiunea capilară ; b) depresiunea capilară
Când lichidul nu udă pereţii vasului, presiunea suplimentară este îndreptată spre interiorul lichidului şi lichidul coboară în capilar sub nivelul din vas (fig. 5.4 b) pe o înălţime dată tot de relaţia (5.23). Fenomenul mai este numit şi depresiune capilară. Relaţia (5.23) este cunoscută ca legea lui Jurin. Fenomenul de capilaritate este implicat în procesul de ascensiune a sevei în vasele lemnoase ale plantelor precum şi în circulaţia apei în sol (Săndoiu, Ileana, 2003). 5.5. Fenomene de transport în gaze şi lichide
Vitezele particulelor unui gaz sau lichid variază continuu ca rezultat al mişcării termice dezordonate şi a ciocnirilor dintre ele. Dacă există o neuniformitate spaţială într-un astfel de mediu, datorită – de exemplu – unei diferenţe de densitate sau temperatură, atunci apare o mişcare ordonată, suprapusă mişcării termice a moleculelor, care va conduce la ştergerea acestei neuniformităţi. Diferitele tipuri de mişcare care pot apărea în astfel de cazuri sunt numite fenomene de transport.
53
Fenomenele de transport pot consta în apariţia unui transport de masă (de exemplu în cazul difuziei, osmozei) sau de energie internă (în cazul conducţiei termice). Aceste fenomene, condiţie necesară pentru menţinerea structurii şi funcţiei sistemelor biologice, pot avea loc atât în interiorul unei faze, fie la suprafaţa de separare a diferitelor faze (de exemplu la nivelul membranelor celulare - caz în care modul lor de desfăşurare decurge diferit funcţie de calităţile de permeabilitate ale membranelor). Considerăm, în cele ce urmează, cazul cel mai simplu şi anume cel unidimensional. Fenomenele de transport cum sunt difuzia pasivă şi osmoza sunt cunoscute şi ca fenomene moleculare de transport, ele fiind rezultatul agitaţiei termice a moleculelor. Ele se desfăşoară spontan, fără consum de energie. Fenomenele de transport care au loc sub influenţa unor cauze externe şi care înseamnă o mişcare relativ ordonată a ansamblului tuturor particulelor sunt numite mişcări de drift. 5.5.1. Conducţia termică
Conducţia termică apare în prezenţa unui gradient de temperatură în masa unui gaz şi este descrisă de legea lui Fourier: dT (5.25) dQ = − K ⋅ dS ⋅ dT dx unde: dQ - este cantitatea de căldură care trece în timpul dt prin suprafaţa dS în direcţia normalei la această suprafaţă (care coincide cu axa x), în sensul descreşterii temperaturii; dT - gradientul de temperatură; dx K - conductivitatea termică, numeric egală cu cantitatea de căldură care trece prin unitatea de suprafaţă, în unitatea de timp în prezenţa unui gradient termic unitar. 5.5.2. Difuzia. Importanţa ei în lumea vie
Dacă într-un sistem densitatea (concentraţia) are valori diferite în două regiuni sau variază continuu de la un punct la altul, atunci va apare o mişcare ordonată de substanţă de la regiunea cu densitatea (concentraţie) mai mare la regiunea cu densitate mai mică. Fenomenul în care se stabileşte un flux de substanţă datorat neomogenităţii densităţii sau concentraţiei se numeşte difuzie pasivă. Difuzia decurge în mod diferit într-un mediu suport omogen (a) sau prin membrane (b) când, în plus, trebuie ţinut cont dacă particulele care difuzează au sau nu sarcină electrică. a. Difuzia într-un mediu suport omogen
Acest fenomen de transport este descris de legile lui Fick. Prima lege a lui Fick arată că fluxul masic printr-o suprafaţă este direct proporţional cu aria S a suprafeţei şi cu gradientul de densitate (fluxul masic se defineşte drept cantitatea de substanţă dm transportată printr-o suprafaţă în unitatea de timp dt): dm dρ = −D ⋅ S ⋅ (5.26) dt dx unde: dρ - gradientul de densitate; dx
54
ρ - densitatea moleculelor difuzante; D - coeficientul de difuzie. Semnul minus arată că transportul de substanţă are loc în sensul descreşterii densităţii, deci în sensul micşorării neomogenităţii care a provocat fenomenul. Ţinând cont de relaţia care există între densitate şi concentraţia molară , CM , şi anume: m νμ (5.27) ρ= = = CM ⋅ μ V V unde: ν - numărul de moli μ - masa molară, legea I a lui Fick se exprimă şi printr-o altă formă şi anume: dC dν = −D ⋅ S ⋅ M dt dx
(5.28)
Coeficientul de difuzie, D, este numeric egal cu cantitatea de substanţă care străbate unitatea de suprafaţă în unitatea de timp atunci când gradientul de concentraţie este egal cu unitatea. In cazul gazelor acest coeficient este de ordinul 10-5 m2s-1, în cazul soluţiilor reale 10-9 m2s-1, al soluţiilor coloidale liofobe 10-10 m2s-1 şi pentru cele macromoleculare, 10-11 m2s1 . Legea a II-a a lui Fick stabileşte că variaţia în timp a concentraţiei în orice punct al unei soluţii este proporţională cu variaţia spaţială a gradientului de concentraţie: dC d 2C =−D 2 (5.29) dt dx în cazul unidimensional, sau, în cel general ( Δ - operatorul Laplace): dC = − D ⋅ ΔC (5.30) dt b. Difuzia prin membrane
Membranele (naturale sau artificiale) separă medii (sisteme de dispersie) care au caracteristici fizico – chimice diferite. In cazul lor se defineşte coeficientul de permeabilitate P prin relaţia: D P= (5.31)
δ δ fiind grosimea membranei. Permeabilitatea are drept unitate de măsură m s-1. Ea este proporţională cu mobilitatea solvitului considerat prin membrană iar în cazul în care membrana desparte două medii apoase, permeabilitatea este determinată de coeficientul de partiţie solvent (în acest caz membrana)/apă. Considerând drept criteriu permeabilitatea, membranele se clasifică (Dimoftache, C. ş.a., 1993; Popescu, A., 1994): • membrane impermeabile • membrane permeabile (permeabilă atât pentru solvent cât şi pentru solvit); • membrane selectiv permeabile care la rândul lor pot fi: o semipermeabile – permit numai trecerea solventului; o ireciproc permeabile – permeabile la solviţi dar într-un singur sens.
55
astfel
b1. Difuzia particulelor neîncărcate prin membrane Fie două compartimente separate de o membrană permeabilă (fig. 5.5). In ele se găsesc două soluţii de concentraţii diferite, C1 > C2. Spre deosebire de cazul difuziei într-un mediu suport omogen gradientul de concentraţie se manifestă aproape numai în interiorul membranei de grosime δ: ΔC C1 − C 2 = (5.32)
δ
δ
iar legea I a lui Fick devine: Δν ΔC =− D⋅S ⋅ Δt δ sau ţinând cont de relaţia (5.31) : Δν = − P ⋅ S ⋅ ΔC Δt
(5.33)
(5.34)
Fig. 5.5 : Difuzia particulelor neîncărcate printr-o membrană permeabilă; C – concentraţia la echilibru (după Dimoftache, C., ş.a., 1993)
b2. Difuzia ionilor prin membrane
In cazul unei membrane care prezintă aceiaşi permeabilitate pentru toţi ionii, difuzia ionilor decurge în sensul gradientului de concentraţie la fel ca şi în cazul particulelor neîncărcate, ajungându-se în final la egalizarea concentraţiilor din cele două compartimente separate de membrană. O altă situaţie poate fi aceea în care de o parte şi de cealaltă a membranei permeabile se află o soluţie de electrolit în aceiaşi concentraţie iar între cele două compartimente se aplică (şi se menţine) o diferenţă de potenţial (Fig. 5.6):
Fig.5.6. Difuzia ionilor printr-o membrană permeabilă atunci când între compartimente se menţine o diferenţă de potenţial V2> V1 (C0 – concentraţia iniţială; [K+] ‚ [Cl-] – concentraţiile ionilor de potasiu, respectiv de clor) (după Dimoftache, C., ş.a., 1993)
56
Electrolitul se află în stare disociată; ionii negativi Cl- vor fi atraşi spre potenţialul pozitiv (V2) iar ionii pozitivi K+ spre potenţialul negativ (V1). In felul acesta pentru fiecare ion ia naştere o diferenţă de concentraţie ceea ce antrenează, conform celor prezentate în secţiunile anterioare, un fenomen de transport (difuzie) în sens invers. De data aceasta însă echilibrul se stabileşte în momentul în care cele două fluxuri de sensuri contrare, şi anume fluxul conjugat gradientului de potenţial electric şi cel conjugat gradientului de concentraţie, se egalează. In final, în cele două compartimente vor exista concentraţii inegale ale celor două tipuri de ioni. Se arată că (Dimoftache, C., ş.a.,1993) aceste concentraţii respectă relaţia ce exprimă echilibrul Donnan:
[K ] = [Cl ] [K ] [Cl ] +
+
−
1
2
sau, mai general:
[ [
⎧ C i+ ni ⎨ + ni ⎩Ci
] ]
−
(5.35)
2 1
[ ] ⎫⎪⎬ [ ] ⎪⎭
n ⎧⎪ A j j ⎫ i = ⎬ ⎨ −n j ⎪⎩ A j 2⎭
V
1
Vn j
−n
2
(5.36)
1
unde: Ci – concentraţia de cationi; Aj – concentraţia de anioni; ni, nj – valenţele cationilor, respectiv anionilor. Observaţie: în cazul transportului activ prin membrana celulară (capitolul 6), prezenţa unei diferenţe de concentraţie a ionilor între cele două compartimente are drept rezultat o diferenţă de potenţial electric dată de ecuaţia lui Nernst (adevărată pentru fiecare ion în parte): C RT (5.37) V2 − V1 = log 1 nF C2 (F – numărul lui Faraday; n – valenţa ionului; R – constanta gazelor perfecte; T – temperatura absolută; V – potenţialul electric din compartimentul respectiv).
O a treia situaţie care, alături de cele prezentate anterior, explică fenomene din lumea vie, este cel în care cele două compartimente, în care se află aceiaşi soluţie dar în concentraţii diferite (C10 > C20) sunt separate de o membrană selectiv permeabilă (PNa < PCl ; fig. 5.7).
Fig. 5.7. Polarizarea unei membrane selectiv permeabile care separă compartimente în care se află soluţie de Na Cl la concentraţii iniţiale C10 , respectiv C20 (C1, C2 – concentraţiile de NaCl la echilibru în cele două compartimente; V1-V2 – potenţialul de joncţiune) (după Dimoftache, C., ş.a.,1993)
57
In acest caz clorul difuzează mai uşor din compartimentul (1) în compartimentul (2) şi în acest fel ia naştere o concentrare de sarcini negative pe faţa 2 a membranei sau o diferenţă de potenţial între feţele membranei (potenţial de difuzie sau de joncţiune). Diferenţa de potenţial creată favorizează difuzia ionilor de sodiu şi se opune difuziei ionilor de clor. La echilibru, concentraţiile soluţiilor din cele două compartimente nu vor fi egale şi, în plus, membrana va fi polarizată, între cele două feţe ale sale existând o diferenţă de potenţial dată de: P − PCl RT C V2 − V1 = Na ⋅ ⋅ log 1 (5.38) PNa + PCl F C2 Importanţa difuziei în biologie Difuzia gazelor (CO2, O2, N2) este întâlnită în procesele de respiraţie şi în fotosinteză. La plantele superioare schimburile de gaze au loc la nivelul frunzelor iar la animalele superioare, la nivelul alveolelor pulmonare şi la nivelul ţesuturilor. 5.5.3. Osmoza. Aplicaţii
Osmoza este fenomenul fizic de amestecare a două soluţii, cu concentraţii diferite, separate printr-o membrană semipermeabilă, care permite trecerea solventului, dar se opune traversării substanţelor dizolvate. Dacă punem în contact, printr-o membrană semipermeabilă (fig. 5.8), într-un vas, o soluţie (zahăr în apă) şi solventul pur (apă), se constată un fenomen de difuzie în care particulele substanţei dizolvate se distribuie uniform în toată masa solventului. Apa trece prin membrana semipermeabilă în soluţie şi, după trecerea unui interval de timp, nivelul acesteia se ridică la înălţimea h. Aceasta dovedeşte că, în compartimentul din dreapta, există o presiune, numită presiune osmotică, egală cu presiunea hidrostatică a coloanei de lichid. Fenomenul prezentat este cunoscut şi ca osmoză directă. Există şi osmoza inversă care apare atunci când membrana semipermeabilă separă două soluţii de concentraţii diferite şi asupra soluţiei mai concentrate se exercită din exterior o presiune foarte mare ceea ce determină trecerea moleculelor de solvent prin membrană, de la soluţia mai concentrată la cea mai diluată.
Fig. 5.8. Fenomenul de osmoză
Osmoza ilustrează tendinţa naturală a tuturor sistemelor de a-şi mări entropia (starea de dezordine). Legile presiunii osmotice pentru soluţii diluate şi neelectrolitice Aceste legi se pot enunţa astfel:
58
a) La temperatură constantă, presiunea osmotică π a unei soluţii de zahăr în apă creşte proporţional cu concentraţia soluţiei. Concentraţia unei soluţii, fiind invers proporţională cu volumul, această lege se poate scrie sub forma legii Boyle-Mariotte: π . V = constant (5.39) b) Pentru o concentraţie constantă şi masă molară dată, presiunea osmotică variază cu temperatura conform legii lui Gay-Lussac, astfel că la mărirea temperaturii cu 1ºC presiunea osmotică creşte cu 1/273 din valoarea pe care a avut-o la 0ºC. c) Pentru temperatură constantă şi concentraţie constantă, presiunea osmotică este invers proporţională cu masa molară a soluţiei. Cele trei legi sunt conţinute în legea Van’t Hoff: presiunea osmotică a unei soluţii este egală cu presiunea pe care ar exercita-o substanţa dizolvată dacă ar fi în stare gazoasă şi ar ocupa un volum egal cu al soluţiei:
π . V = nRT
(5.40)
sau:
π ⋅V =
m
μ
RT
(5.41)
Relaţiile (5.40) sau (5.41) sunt asemănătoare cu ecuaţia de stare a gazelor ideale. V este volumul soluţiei, n este numărul molilor de substanţă dizolvată, μ masa molară şi m – masa solvitului. Ele pun în evidenţă faptul că presiunea osmotică a unei soluţii nu depinde de natura particulelor ci numai de concentraţia, temperatura şi masa molară a soluţiei. In plus, ea permite determinarea masei molare pe baza măsurării presiunii osmotice: m ⋅ R ⋅T (5.42) μ= π ⋅V Presiunea osmotică a soluţiilor electrolitice
Datorită disocierilor, presiunea osmotică este mai mare decât cea dată de relaţia (5.40) (Popescu, A.,1994) şi anume:
π = C M ⋅ R ⋅ T (1 − α + p ⋅ α )
(5.43)
unde: CM =
C reprezintă concentraţia molară ;
μ α - gradul de disociere al moleculelor; p – numărul de ioni în care se disociază o moleculă. Pentru soluţiile macromoleculare presiunea osmotică este dată de (Popescu, A., 1994) relaţia: C (5.44) π = ⋅ R ⋅T + B ⋅C2 μ B fiind o constantă care depinde de intensitate forţelor de interacţiune dintre moleculele solvitului şi solventului. In cazul aceluiaşi solvent, două soluţii diferite, la aceleaşi concentraţii şi la aceiaşi temperatură, au presiuni osmotice egale şi de aceea sunt numite izotonice. Soluţiile cu
59
presiuni osmotice mai mari – comparativ cu altele – se numesc hipertonice iar cele cu presiuni osmotice mai mici, hipotonice. Sunt prezentate în continuare, pe scurt, câteva dintre fenomenele care au loc în lumea vie şi se explică cu ajutorul osmozei. Pătrunderea apei în celulele vegetale este condiţionată de permeabilitatea membranelor plasmatice. Membranele plasmatice ale celulei prezintă semipermeabilitate relativă şi selectivă, permiţând atât trecerea apei cât şi a unor substanţe dizolvate în apă. Pentru a absorbi apa, celulele trebuie să se afle într-un mediu mai diluat decât sucul vacuolar, adică soluţia externă să fie hipotonică comparativ cu sucul vacuolar. In acest fel se creează un curent endosmotic, de pătrundere a apei în celula vegetală. In caz contrar, când soluţia externă este hipertonică faţă de sucul vacuolar, ia naştere un curent exosmotic – apa iese din celula vegetală. Apa pătrunsă în celulă prin endosmoză supune membrana internă întinderii iar celula se găseşte în stare de turgescenţă. Dacă endosmoza continuă iar limita de rezistenţă a membranei este depăşită, are loc fenomenul de citoliză (celula se sparge şi moare). Fenomenul de exosmoză conduce la micşorarea volumului celulei şi la desprinderea plasmalemei de membrana celulozică (plasmoliză). 5.6. Apa 5.6.1. Structură. Proprietăţi
Apa, un lichid foarte obişnuit şi cu extrem de largă răspândire, are, în multe situaţii, un comportament diferit de cel al lichidelor tipice şi, de aceea, necesită o tratare separată. Apa este o substanţă cu proprietăţi fizico-chimice deosebite, care au o mare influenţă asupra comportării corpurilor sau substanţelor cu care vine în contact. Structura apei
Se consideră că molecula de apă este alcătuită dintr-un atom de oxigen şi doi atomi de hidrogen. Dar, chiar apa pură din natură, este o substanţă mult mai complexă. Ea este un amestec de oxid de hidrogen cu oxizi ai izotopilor hidrogenului, deuteriul D şi tritiul T în proporţii foarte reduse (1/6000 D2O şi proporţii mult mai mici de T2O). Molecula de apă are forma unui tetraedru cu atomul de oxigen în centru, atomii de hidrogen în două vârfuri iar în celelalte două vârfuri cele două perechi de electroni neparticipanţi ai oxigenului. Unghiul dintre legăturile O – H este de 104°45′ iar distanţele HO sunt de 0,99 Å (fig. 5.10). Perechile de electroni neparticipanţi ai oxigenului pot atrage atomi de hidrogen ai altor molecule de apă (stabilindu-se legături de hidrogen) ceea ce conduce la asocieri moleculare. Numărul acestor asocieri scade odată cu creşterea temperaturii ceea ce explică structura diferită a apei aflată în stare de vapori, în stare lichidă respectiv în stare solidă. În stare de vapori apa este compusă din molecule H2O neasociate.
Fig. 5.9. Structura moleculei de apă şi molecula de apă în cristalul de gheaţă
60
Fig. 5.10.Variaţia densităţii apei funcţie de temperatură
Structura gheţii. In funcţie de temperatură şi presiune gheaţa poate prezenta structuri cristaline diferite (polimorfism). Se pot identifica nouă structuri polimorfe ale gheţii. În reţeaua cristalină a gheţii obişnuite (gheaţă I), fiecare moleculă de apă este înconjurată de alte patru molecule, astfel încât atomii O ai celor patru molecule formează un tetraedru. Fiecare atom H al moleculei centrale formează o legătură de hidrogen cu câte o pereche de electroni neparticipanţi ai altor două molecule de H2O şi fiecare pereche de electroni neparticipanţi ai moleculei centrale formează o moleculă de hidrogen, cu un atom H al unei molecule H2O. Continuată la infinit, această structură conduce la o reţea hexagonală. Distanţele O … O sunt de 2,76 Å. Această structură explică momentul electric al moleculei H2O (mai mare în gheaţă decât în apa în stare de vapori). Structura apei lichide. Apa lichidă nu este formată din moleculele H2O independente, ci din molecule asociate prin legături de hidrogen. Se presupune că la topirea gheţii nu se rup toate legăturile de hidrogen ale reţelei, ci numai o parte din ele. Apa lichidă este compusă din fragmente cu structură tetraedrică, dar şi din asociaţii cu structuri mai complexe. Apariţia, în apa lichidă, a unor structuri mai compacte, în echilibru cu structura tetraedrică explică creşterea densităţii la topire, la 0ºC, urmată de o creştere mai lentă a densităţii până la 4ºC, când este atins un maxim. Se apreciază că, la topirea gheţii, se rup brusc 15% din legăturile de hidrogen din cristalul de gheaţă; la 40ºC sunt desfăcute aproximativ jumătate din legături, iar în stare de vapori sunt desfăcute toate legăturile de hidrogen. Proprietăţi
Asocierea moleculelor în apa lichidă explică cea mai mare parte din proprietăţile care deosebesc apa de lichidele obişnuite. Dintre aceste proprietăţi menţionăm: • căldura specifică a apei (4,2 KJ . Kg-1 K-1) care este mult mai mare decât a oricărei substanţe lichide sau solide; aceasta conferă apei rolul de a tampona variaţiile de temperatură, atât la nivel global, cât şi la nivelul organismelor; • conductivitatea termică (0,59 x J . s-1cm-1K-1 la 20ºC) este mai mare decât pentru majoritatea lichidelor, ceea ce accentuează rolul de amortizor termic al apei în organisme; • căldura latentă de vaporizare (2,43 . 106 J . Kg-1 ), mult mai mare decât a celorlalte lichide, ceea ce face din apă factorul determinant al homeotermiei; • densitatea apei este maximă (1000 kg m-3) la temperatura de 4ºC; prin răcire sub această temperatură densitatea ei scade (fig.5.11); • punctele de topire şi de fierbere la presiunea de 1 atm (0ºC, respectiv 100ºC) ale apei sunt extrem de ridicate în comparaţie cu cele ale hidrurilor vecine din tabelul periodic al elementelor; aceste temperaturi servesc la definirea unităţii de temperatură în scara Celsius; • constanta dielectrică a apei (78,5 la 25ºC) este foarte mare iar momentul de dipol este semnificativ, ceea ce face ca apa să dizolve uşor compuşi ionici sau polari; • conductibilitatea electrică a apei pure este mică (6x10-6 Ω-1m-1), ceea ce prezintă importanţă fundamentală în biologia moleculară; • tensiunea superficială a apei (74,64x10-3 Nm-1 la 0ºC ) este considerabil mai mare decât a celorlalte lichide. Proprietăţile fizice ale apei sunt esenţiale pentru rolul ei în sistemele biologice. In consecinţă, apa este implicată în mod esenţial, nu numai în procesele globale, generale, ci, în mod special, în funcţionarea sistemelor biologice. 61
5.6.2. Apa în organismele vii
În organismele vii apa se găseşte sub diferite forme şi interacţionează diferit cu macromoleculele biologice. Astfel, în cazul organismelor superioare, deosebim: 1. după locul unde se află în raport cu celulele: a. apă intracelulară b. apă extracelulară – interstiţială sau extravasculară - circulantă sau vasculară 2. din punctul de vedere al distribuţiei în ţesuturi: a. apă tisulară b. apă extratisulară sau cavitară (umori apoase şi sticloase, lichidul cefalorahidian, sângele) 3. din punct de vedere al interacţiei cu macromoleculele biologice: a. apă liberă b. apă legată sau structurată – care interacţionează cu grupările hidrofile ale proteinelor, acizilor nucleici, glucidelor şi lipidelor; ea are o serie de proprietăţi care o deosebesc de apa liberă şi anume: rezistă la deshidratare (se mai numeşte şi apă fixată) este necongelabilă (nu îngheaţă chiar sub -20º C) este nesolvantă (nu prezintă proprietăţi obişnuite de solvent) este netransferabilă osmotic (nu este transferată prin membrană în cadrul schimburilor osmotice dintre celule şi mediu) 4. după provenienţa sa în organism: a. apă exogenă (introdusă din exterior) b. apă endogenă (rezultată în urma reacţiilor biochimice, de ex. oxidarea aerobă) 5.6.3. Importanţa apei în lumea vie
În cele ce urmează sunt prezentate, numai câteva dintre aspectele esenţiale legate de rolul deosebit al apei în lumea vie. El se datorează, aşa cum s-a menţionat deja, proprietăţilor sale. Astfel, apa este: -
solventul universal al materiei vii (la nivel intracelular şi interstiţial) in interiorul celulelor intervine în reacţii biochimice (hidroliză, oxidare) la plante – intervine în fotosinteză este mijlocul de transport al moleculelor, ionilor ş.a. de la un organ la altul este agentul de eliminare a cataboliţilor toxici in afara organismului (transpiraţie, micţiune) este mediul de flotaţie al unor celule libere (eritrocitele, limfocitele, leucocitele) asigură protecţia la şocuri mecanice a unor sisteme (sistemul nervos central) sau a embrionului şi fătului intervine in procesele de termoreglare.
62
5.7. Noţiuni de termodinamică 5.7.1. Concepte de bază în termodinamică Sistem termodinamic. Tipuri de sisteme termodinamic Prin sistem termodinamic se înţelege un corp sau un sistem de corpuri materiale, pe care îl delimităm cu scopul studierii proprietăţilor lui din punct de vedere termodinamic. El poate fi constituit din substanţă sau radiaţie electromagnetică. Totalitatea corpurilor care nu aparţin sistemului constituie mediul extern, cu care sistemul se găseşte într-o permanentă interacţiune. Interacţiunea cu mediul extern se realizează în general prin schimb de substanţă şi energie, depinzând de condiţiile impuse. Funcţie de aceste condiţii, există sisteme izolate (care nu realizează nici schimb de substanţă şi nici de energie cu mediul extern), sisteme închise (care schimbă numai energie cu mediul extern) şi sisteme deschise (care schimbă atât substanţă cât şi energie cu mediul extern). Din punct de vedere al constituţiei, sistemele pot fi clasificate în sisteme omogene şi sisteme eterogene. Un sistem este omogen din punct de vedere termodinamic dacă nu există interfeţe care să separe părţile macroscopice ale sistemului (posedă în toată întinderea lor proprietăţi macroscopice identice). Sistemele eterogene prezintă variaţii în salturi ale proprietăţilor lor macroscopice la suprafeţele de separare dintre fazele componente. O fază constă din totalitatea porţiunilor omogene ale unui sistem termodinamic (care sunt uniforme din punct de vedere fizic) sau o porţiune omogenă dintr-un sistem, despărţită de alte faze prin suprafeţe în dreptul cărora are loc o variaţie bruscă a proprietăţilor. Din punct de vedere microscopic, o fază se caracterizează printr-o anumită ordine structurală de care depind toate proprietăţile ei fizice. Exemple de faze constituie stările de agregare ale materiei, stările paramagnetică, feromagnetică, supraconductoare. Starea sistemului termodinamic. Parametrii de stare Totalitatea proprietăţilor unui sistem determină starea sistemului. Ea depinde de structura sistemului şi de modul în care acesta interacţionează cu mediul extern (de condiţiile externe). Mărimile fizice care descriu şi caracterizează starea sistemului se numesc variabile sau parametri de stare. Aceştia pot fi parametri externi (care caracterizează poziţiile corpurilor din mediul extern sau care depind numai de coordonatele generalizate ale corpurilor exterioare cu care sistemul interacţionează – volumul, intensitatea câmpului electric, ş.a.) respectiv, interni (depind atât de coordonatele generalizate ale corpurilor externe cât şi de valorile medii ale coordonatelor şi vitezelor particulelor care alcătuiesc sistemul – temperatura, presiunea, ş.a.). Notă: coordonatele generalizate ale unui sistem material sunt parametrii independenţi q1, q2,, …, ql, care specifică complet configuraţia sistemului, adică poziţia tuturor particulelor sale în raport cu sistemul de referinţă.
Parametri de stare se mai pot clasifica şi în parametri extensivi (cei care depind de numărul constituenţilor sistemului) şi parametri intensivi (care au aceleaşi valori în orice punct din sistem). Starea de echilibru termodinamic este caracterizată de parametri de stare care nu depind de timp şi de poziţia în sistem (au aceleaşi valori în toate punctele sistemului) atâta vreme cât condiţiile externe rămân nemodificate. Un sistem termodinamic izolat, care se găseşte în orice stare, în final ajunge spontan în starea de echilibru termodinamic care nu se poate modifica de la sine (principiul general sau primul postulat al termodinamicii).
63
Variabilele interne ale unui sistem termodinamic aflat în stare de echilibru (yk) depind numai de variabilele sale externe (x1, x2, …, xn) şi de temperatură, T (al II-lea postulat al termodinamicii): yk = f(x1, x2, …, xn, T)
(5.45)
De exemplu pentru un sistem termodinamic simplu, în condiţiile în care masa sistemului se conservă, presiunea sa este funcţie numai de volum şi temperatură: p = f(V, T)
(5.46)
Ecuaţiile (5.45) sau (5.46) sunt cunoscute ca ecuaţii de stare. Când variabila internă este energia sistemului, ecuaţia poartă numele de ecuaţia calorică de stare iar pentru ceilalţi parametrii interni independenţi, ecuaţiile termice de stare. De exemplu, pentru gazul ideal, ecuaţia termică de stare este:
p=
ν ⋅ R ⋅T
(5.47)
V
iar cea calorică :
U = ν ⋅ CV ⋅ T
(5.48)
Procese termodinamice
În urma interacţiunii cu mediul extern, sistemul îşi schimbă starea, trecând din starea iniţială într-o nouă stare, starea finală. Trecerea sistemului dintr-o stare în alta se numeşte transformare sau proces termodinamic. În general, stările iniţială şi finală sunt stări de echilibru, iar stările intermediare sunt stări de neechilibru (în care parametrii de stare sunt nedeterminaţi). Procesele pot fi reversibile (sistemul poate fi readus din starea finală în cea iniţială, trecând prin aceleaşi stări intermediare, fără modificări în mediul extern) sau ireversibile (sistemul nu mai poate fi readus în starea iniţială decât cu schimbări în mediul extern). Izo-procesele sunt definite ca procesele termodinamice care se desfăşoară cu menţinerea constantă a unui parametru de stare. Procesele ciclice sunt cele pentru care starea finală coincide cu starea finală. După viteza de desfăşurare, procesele termodinamice pot fi cvasistatice (acele procese care decurg cu o viteză foarte mică, fiecare stare intermediară fiind o stare de echilibru) şi nestatice (cele care decurg cu o viteză finită). Funcţii de stare
Funcţiile de stare sunt caracteristicile fizice ale unui sistem a căror variaţie, atunci când sistemul trece de la o stare la alta, nu depinde de felul procesului termodinamic asociat. Ele sunt determinate exclusiv de valorile variabilelor în starea finală şi cea iniţială. Cele mai importante funcţii de stare sunt energia internă U, entalpia H, entropia S, energia liberă Helmholtz F, energia liberă Gibbs G.
64
Potenţiale termodinamice O funcţie de stare a unui sistem fizic se numeşte potenţial termodinamic dacă îndeplineşte următoarele condiţii: • variaţia ei într-o transformare a sistemului să fie măsurată de lucrul mecanic produs în această transformare. • derivatele parţiale ale funcţiei în raport cu unele variabile de stare să le exprime pe celelalte variabile de stare ale sistemului. • echilibrul sistemului să fie definit printr-o condiţie de minim pe care o satisface o asemenea funcţie. Se poate arăta că funcţiile de stare amintite mai sus sunt potenţiale termodinamice. 5.7.2. Principiul I al termodinamicii
In cele ce urmează ne referim în special la sisteme termodinamice închise, cele deschise, datorită specificului lor, urmând să fie tratate separat. Energia internă şi entalpia. Energia internă a unui sistem, U, este, din punct de vedere cinetico-molecular, o măsură a mişcărilor interne şi a interacţiunilor particulelor ce compun sistemul. Energia internă este o funcţie de stare a sistemului. Variaţia sa, când sistemul trece din starea (1) într-o altă stare (2), depinde numai de valorile energiei interne în starea iniţială, U2 , şi cea finală U2: ΔU = U 2 − U 1 (5.49) Entalpia sau conţinutul caloric, H, este tot o funcţie de stare a unui sistem termodinamic, egală cu suma dintre energia sa internă şi produsul dintre presiunea şi volumul sistemului: H=U+pV (5.50) Cele două funcţii de stare, U şi H, pot fi determinate numai până la o constantă aditivă, care de obicei se consideră zero, şi care nu poate fi calculată numai prin metode termodinamice. Ca funcţii de stare ele au sens numai pentru stările de echilibru termodinamic. In cazul în care sistemul se găseşte într-o stare de neechilibru se apelează la ipoteza echilibrului local, stabilit pe porţiunile microscopice care alcătuiesc sistemul iar energia internă se defineşte pentru fiecare din aceste porţiuni. Temperatura. Considerăm, într-un înveliş adiabatic, două sisteme A şi B separate între ele printr-un perete diaterman (Plăviţu,C., 1992). Acest tip de perete, neadiabatic, permite numai interacţiunea termică, nu şi schimbul de lucru mecanic. In situaţia în care nu există nici schimb de lucru mecanic între mediul extern şi sistemele luate în ansamblu, se consideră că sistemele A şi B sunt în contact termic. Datorită schimbului de energie internă sistemele ajung în stare de echilibru termic. Echilibrul termic are proprietatea de tranzitivitate. Astfel, dacă două sisteme, A şi B, sunt în echilibru termic fiecare cu un sistem C, rezultă că sistemele A şi B sunt în echilibru termic (principiul zero al termodinamicii). Temperatura este parametrul intensiv a cărui distribuţie neuniformă de valori este cauza schimbului de energie internă între sisteme în contact termic. Distribuţia uniformă de valori înseamnă realizarea echilibrului termic. Lucrul mecanic şi căldura. Coeficienţi calorici. Lucrul mecanic şi căldura sunt forme ale schimbului de energie între sistem şi mediul extern. Una dintre formele de interacţiune este cea datorată existenţei unor forţe care se exercită între sistem şi lumea înconjurătoare, ceea ce are ca rezultat efectuarea unui lucru
65
mecanic, L. Trebuie făcută distincţie între lucrul mecanic efectuat de sistem şi cel efectuat de lumea externă asupra sistemului, Lext= - L. Condiţia necesară pentru ca sistemul să efectueze lucrul mecanic este aceea ca să aibă loc o deplasare a corpurilor exterioare care interacţionează cu sistemul (să existe o schimbare a variabilelor de stare externe ale sistemului). Căldura, Q, este ceea ce se transferă între un sistem şi mediul extern, numai ca rezultat al diferenţelor de temperatură. Ea reprezintă energia schimbată de sisteme în interacţiune termică. Se măsoară fie în unităţi energetice (Joule), fie calorice (caloria). Capacitatea calorică, C, a unui corp este raportul dintre cantitatea infinitezimală de căldură δQ transferată corpului într-un proces şi schimbarea corespunzătoare a temperaturii corpului dT:
C=
δQ
(cal grad-1)
(5.51) dT Ea depinde de masa corpului, compoziţia sa chimică, starea termodinamică precum şi tipul de proces utilizat pentru transferul căldurii. Astfel, se defineşte capacitatea calorică la volum constant, CV, respectiv capacitatea calorică la presiune constantă, CP. Notă: Simbolul δ care în cazul de faţă este alăturat căldurii – iar în cele ce urmează şi lucrului mecanic, arată faptul că atât lucrul mecanic elementar cât şi căldura elementară nu reprezintă diferenţiale ale unor funcţii de stare; lucrul mecanic şi căldura sunt funcţii de transformare.
Capacitatea calorică medie C a unui corp într-un interval de temperatură cuprins între T1 şi T2 este definită drept raportul dintre cantitatea de căldură Q necesară pentru a creşte temperatura corpului de la T1 la T2 şi diferenţa de temperatură corespunzătoare: Q (5.52) C= T2 − T1 Căldura specifică, c, este capacitatea calorică a unităţii de masă a unei substanţe omogene: C (cal g-1 grad-1) (5.53) c = m Capacitatea calorică molară, C μ ,reprezintă capacitatea calorică a unui mol dintr-o substanţă:
Cμ = μ ⋅ c
(5.54)
μ fiind masa moleculară a substanţei. Cantitatea de căldură care trebuie transferată unui corp de masă m pentru a-i ridica temperatura cu ΔT grade va fi:
δQ = C ⋅ dT = m ⋅ c ⋅ dT
(5.55)
Principiul I al termodinamicii Principiul I al termodinamicii reprezintă legea conservării şi transformării energiei în procesele termodinamice, afirmând echivalenţa cantitativă dintre căldură şi lucrul mecanic. Formula generală a principiului I se exprimă prin relaţia:
sau:
ΔU = U 2 − U 1 = Q − L
(5.56)
Q = ΔU + L
(5.57)
66
care permite următoarea interpretare: căldura transferată unui sistem este folosită pentru variaţia energiei sale interne şi pentru ca acesta să efectueze lucru mecanic. Pentru un proces elementar (o schimbare infinitezimal de mică a stării sistemului), principiul I are expresia: (5.58) dU = δQ − δL Deoarece U este o funcţie de stare, în cazul unui proces ciclic avem: dU = δQ − δL = 0 ceea ce implică Q = L
(5.59)
Acest rezultat confirmă echivalenţa cantitativă dintre căldură şi lucrul mecanic. Semnificaţia acestei echivalenţe este aceea că energia mişcării macroscopice (mişcare ordonată) se transformă complet în energia mişcării microscopice (mişcare dezordonată). 5.7.3. Principiile doi şi trei ale termodinamicii Procese reversibile şi ireversibile Procesul reversibil este cel care permite sistemului să revină la starea iniţială fără a produce o modificare în mediul extern. Condiţia necesară şi suficientă este ca acest tip de proces să fie constituit dintr-o succesiune de stări de echilibru. Toate mişcările studiate în mecanică în care se neglijează frecările sunt procese reversibile. Procesele termice însă niciodată nu se pot desfăşura astfel încât sistemul să treacă riguros prin aceleaşi stări atât direct cât şi invers. Din această cauză procesele termice sunt în general ireversibile. Procesul ireversibil este cel care nu permite reîntoarcerea sistemului la starea iniţială fără să provoace schimbări în mediul extern. Orice proces ireversibil evoluează spontan într-o anumită direcţie. Pentru a-l aduce în starea iniţială, este necesar un proces compensator în mediul extern, care va avea ca rezultat schimbarea stării corpurilor care alcătuiesc acest mediu. In natură toate procesele au un grad mai mare sau mai mic de ireversibilitate. Probabilitatea termodinamică Aşa cum s-a menţionat, dintre toate stările posibile ale unui sistem, starea cea mai probabilă este starea de echilibru termic iar sistemele scoase din starea de echilibru termic şi lăsate fără influenţe din exterior vor tinde totdeauna către starea de echilibru care este cea mai probabilă. Dacă P este probabilitatea stării, probabilitatea termodinamică Ω se defineşte ca inversa probabilităţii stării:
Ω=
1 P
(5.60)
Ea poate fi interpretată ca numărul stărilor microscopice ale unui sistem care corespund unei stări macroscopice date. Acest număr este cu atât mai mare cu cât este mai mare dezordinea în sistem. In timp ce P, ca probabilitate matematică, ia valori cuprinse între 0 şi 1, probabilitatea termodinamică poate să fie oricât de mare, valoarea sa minimă fiind 1. Când sistemul se găseşte în echilibru termic, probabilitatea matematică P de a ieşi din această stare este minimă în timp ce probabilitatea Ω este maximă. In natură procesele se desfăşoară astfel încât probabilitatea termodinamică să crească.
67
Entropia Entropia este o funcţie de stare cu rol fundamental în toate procesele din natură. Ea se defineşte prin relaţia:
dS =
δQ
(5.61) T care arată că diferenţiala acestei funcţii de stare pe o porţiune infinitezimală a unui proces reversibil este egală cu raportul dintre cantitatea infinitezimală de căldură δQ dezvoltată de sistem şi temperatura absolută a sistemului, T. Entropia nu este definită decât pentru stările de echilibru. Ea nu poate fi determinată cu precizie decât până la o constantă aditivă a cărei valoare nu este posibil de obţinut numai pe seama principiilor 1 şi 2 ale termodinamicii. Entropia unui sistem complex este suma entropiilor tuturor părţilor sale omogene. Fie un sistem care suferă o transformare reversibilă prin trecerea de la o stare iniţială, i, la o stare finală, f. În cursul transformării, sistemul schimbă căldura continuu cu termostatele ale căror temperaturi variază continuu. După Clausius,
∫
i
f
δQrev T
= S f − Si
(5.62)
unde: Qrev este cantitatea elementară de căldură primită de sistem de la termostatul de temperatură T; Sf = entropia sistemului în starea finală; Si = entropia sistemului în starea iniţială. În cazul proceselor ireversibile, într-o transformare ciclică:
∫
ciclu δQirev .
T
< 0
(5.63)
ciclu δQirev . fiind căldura schimbată (ireversibil) pe întreg ciclul.
Sistemul poate suferi o transformare ireversibilă dacă, de exemplu, evoluează ireversibil între o stare iniţială, i, şi o stare finală, f, şi dacă facem ca sistemul să revină la starea iniţială printr-o transformare reversibilă. Pe ansamblu, sistemul efectuează o transformare ciclică ireversibilă. Deoarece pe o porţiune sistemul suferă o transformare ireversibilă, întreg ciclul este ireversibil. În conformitate cu relaţia (5.63):
∫
ciclu δQirev .
=
∫
f
δQirev.
+
∫
i
δQrev
< 0 i f T T T f δQ i δQ i irev rev ∫i T < − ∫f T = − ∫f dS = S f − S i f δQ irev ∫i T < S f − S i Dacă sistemul este izolat adiabatic atunci: δQirev = 0 şi S f − S i = ΔS > 0 68
(5.64) (5.65) (5.66) (5.67)
(5.68)
ceea ce arată că starea finală este realizată pentru valoarea maximă a entropiei. În sistemele izolate nu se realizează variaţii de entropie pentru procesele cvasistatice. Entropia prezintă importanţă deosebită deoarece prin intermediul său se stabilesc criterii de evoluţie pentru procesele fizico-chimice, posibilitatea lor de existenţă şi criteriile de echilibru, prezentate fie direct în raport cu entropia fie în raport cu alte funcţii termodinamice, generate tot de entropie. Toate procesele din natură sunt procese ireversibile, deci procese în care entropia creşte. Cu ajutorul ei putem stabili care este starea iniţială şi starea finală a unui sistem, indicând şi direcţia posibilă de desfăşurare a procesului. Într-un proces oarecare, entropia creşte până când îşi atinge valoarea maximă ce corespunde stării de echilibru a sistemului, stare care, odată atinsă, nu mai poate fi schimbată decât prin acţiunea unor factori externi (aceasta constituie şi una dintre formele în care poate fi enunţat principiul al II-lea). Creşterea entropiei în procesele ireversibile arată şi faptul că energia pe care o are sistemul devine din ce în ce mai puţin accesibilă transformării ei în lucru mecanic astfel încât, în stare de echilibru, când entropia îşi atinge maximul, nici un fel de energie nu se mai poate transforma în lucru mecanic. Caracterul statistic al entropiei În fizica statistică se arată că există o legătură între probabilitatea termodinamică şi entropie, cunoscută şi sub numele de relaţia lui Boltzmann: S = k ln Ω
(5.69)
Ω fiind probabilitatea termodinamică iar k =1,38 ·10-23 J/K, constanta lui Boltzmann. Relaţia arată că entropia are caracter statistic. Cea mai probabilă variaţie a entropiei într-un proces ireversibil este creşterea ei. În principiu, entropia poate să şi scadă, dar acest lucru este foarte puţin probabil. Legătura ei cu probabilitatea termodinamică permite definirea entropiei şi ca o măsură a dezordinii dintr-un sistem: orice proces real din natură se desfăşoară astfel încât sistemul să treacă în starea cu cel mai înalt grad de dezordine şi nu invers. Deci, pe măsură ce entropia creşte, creşte şi dezordinea, scăzând ordinea şi organizarea. Se va reveni la această problemă în una din secţiunile ce urmează şi anume pentru cazul sistemelor vii. Energia liberă Helmholtz. Energia liberă Gibbs Ţinând seama de definiţia entropiei expresia elementară a conservării energiei poate fi scrisă sub forma: dU = T . dS – δ L (5.70) În cazul unui proces izoterm:
Rezultă că:
T . dS = d(TS)
(5.71)
δ L = - dF
(5.72)
unde F = U – TS (5.73) Ca urmare lucrul mecanic într-un proces izoterm elementar poate fi exprimat ca variaţia unei funcţii F definită cu ajutorul relaţiei (5.73). F este o funcţie de stare, numită energie liberă Helmholtz, adică acea parte a energiei unui sistem capabilă să se transforme în lucru mecanic.
69
Produsul TS este numit energie legată, cu alte cuvinte partea din energia internă a unui sistem care nu poate să se transforme în lucru mecanic şi care este cu atât mai mare cu cât entropia este mai mare. Această mărime permite să facem o distincţie netă între energia externă şi energia internă a unui sistem: în timp ce energia externă se poate transforma integral în lucru mecanic, energia internă nu se poate transforma integral în lucru mecanic. În mod analog se defineşte energia liberă Gibbs (sau potenţialul termodinamic Gibbs): G=H–T.S
(5.74)
Sisteme alcătuite din mai multe componente (faze). Potenţialul chimic. Aşa cum s-a precizat la începutul capitolului, oricare din parametrii extensivi de stare ai unui sistem omogen care are mai multe componente depinde de numărul acestor componente (faze). De exemplu pentru funcţiile de stare deja definite:
U = U(S, V, n1, n2,…, nN) F = F(T, V, n1, n2,…, nN) H = H(S, P, n1, n2,…, nN) G = G(T, p, n1, n2,…, nN)
(5.75)
unde ni este numărul de moli din componenta i iar N numărul total de componente ale sistemului. Potenţialul chimic μ i al componentei i a unui sistem omogen sau al unei faze în cazul sistemelor eterogene, se defineşte ca derivata parţială a oricăruia din potenţialele termodinamice ale sistemului (sau fazei) – de exemplu potenţialul Gibbs - în raport cu numărul de moli ai componentei respective ni, în condiţiile în care numărul de moli ai tuturor celorlalte componente şi variabilele de stare corespunzătoare potenţialului termodinamic dat sunt constante:
⎛ ∂G ⎞
⎟⎟ μ i = ⎜⎜ ∂ n ⎝ i ⎠ p, T , n
(5.76) k
sau, ţinând cont de relaţia dintre numărul de moli ni şi numărul de particule Ni ai componentei respective, şi anume Ni = ni NA (NA – numărul lui Avogadro):
⎛ ∂G ⎞
⎟⎟ μ i = ⎜⎜ ∂ N ⎝ i ⎠ p, T , N
(5.77) k
unde k = 1, 2, …, i-1, i+1, …, N. Principiul al II-lea al termodinamicii Principiul al doilea nu poate fi enunţat în mod unitar, aşa cum s-a întâmplat cu principiul I. Formulările sale, generate de diferitele lui aspecte practice şi de contribuţiile diverse aduse la fundamentarea sa, sunt echivalente. Tratările fizice ale principiului al doilea se bazează pe studiul lui Carnot asupra randamentului de funcţionare al maşinilor termice pe postulatul lui Clausius generalizat, pe consideraţiile lui Thomson. În cele ce urmează reamintim câteva enunţuri ale acestui principiu, enunţuri echivalente sau care se completează reciproc: a) în natură este imposibil ca o cantitate de căldură să treacă în mod spontan de la un corp cu temperatură scăzută la un corp cu temperatură ridicată, fără a se produce modificări în mediul extern (Thomson); 70
b) în natură nu este posibil să se construiască o maşină termică care să funcţioneze cu un singur izvor de căldură (nu este posibil să se construiască un perpetuum mobile de speţa a II-a); c) pentru orice sistem fizic, independent de natura lui, în procesele reversibile, variaţia entropiei este zero, iar în procesele ireversibile entropia nu poate decât să crească. Matematic, aceasta se exprimă prin relaţia: δQ (5.78) dS ≥ T cunoscută ca inegalitatea lui Clausius. Principiul al III-lea al termodinamicii Pe baza numeroaselor experienţe efectuate asupra diverselor sisteme aflate la temperaturi scăzute, Nernst (1906) a ajuns la concluzia, cu caracter de principiu, că la zero absolut, procesele izoterme decurg fără variaţie de entropie. Se demonstrează că aceasta implică faptul că la T = 0ºK, capacităţile calorice Cp şi Cv pentru orice corp devin zero. Această lege conduce, de asemenea, la concluzia că este imposibil să se desfăşoare un proces care să aibă ca rezultat atingerea de către corp a lui zero absolut. Postulatul lui Nernst a fost dezvoltat de Planck care a arătat că entropia unui sistem se anulează la zero absolut (S0=0). Aceasta este adevărată numai pentru sistemele care sunt în stare de echilibru stabil. 5.8. Termodinamica proceselor ireversibile
Procesele din natură sunt procese ireversibile. Lor li se aplică termodinamica proceselor ireversibile. Această ramură a termodinamicii admite o serie de legi de proporţionalitate între forţele care provoacă procesul ireversibil şi consecinţele proceselor ireversibile, consecinţe numite fluxuri. Ea se bazează pe noţiunea de echilibru local. 5.8.1. Principiul I al termodinamicii proceselor ireversibile
Termodinamica clasică se ocupă în general de sisteme termodinamice închise, care schimbă energie cu mediul exterior, fără a avea loc şi schimb de substanţă. Termodinamica proceselor ireversibile renunţă la această limitare, ocupându-se şi de sisteme deschise care, pe lângă energie, schimbă şi substanţă cu mediul exterior. Pentru sistemele deschise, principiul I se scrie: dU = dψ − δL (5.79) unde dψ este fluxul de energie care apare în sistem atât datorită schimbului de energie cât şi schimbului de substanţă cu mediul exterior. 5.8.2. Principiul al II-lea al termodinamicii. Formularea locală
După cum s-a arătat, principiul al doilea postulează existenţa unei funcţii de stare, numită entropie care se exprimă prin relaţia (2.19). În natură, nu toată cantitatea de căldură a unui sistem se poate transforma în lucru mecanic. O parte din ea se pierde prin radiaţie, conducţie etc. Această parte are expresia:
δQ ′ = T ⋅ dS − δQ
(5.80)
71
şi este numită de Clausius căldură necompensată. Cu ajutorul ei, putem scrie principiul al doilea sub forma: δQ ′ ≥ 0 (5.81) unde semnul “egal” se referă la procesele reversibile iar semnul “>” se referă la procesele ireversibile. Din relaţia (2.38) rezultă că variaţia entropiei se poate exprima ca suma a doi termeni: δQ δQ ′ (5.82) + dS = T T unde: δQ = dS e reprezintă schimbul de entropie cu mediul exterior; semnul lui dS e poate T fi pozitiv sau negativ, adică acelaşi cu semnul căldurii schimbate cu mediul exterior; δQ ′ = dS i reprezintă producerea de entropie în sistem datorită procesului ireversibil; T întotdeauna dS i ≥ 0 , semnul “egal” fiind adevărat pentru procesele reversibile şi semnul “ >” pentru cele ireversibile. Rezultă: dS = dS e + dS i
(5.83)
Expresia: dS i (5.84) dt pentru unitatea de volum a sistemului se numeşte sursă de entropie. Cu ajutorul acestei noţiuni, principiul al doilea se exprimă prin relaţia:
σ =
σ ≥ 0
(5.85)
Semnificaţia fizică a principiului al doilea pentru procese ireversibile este următoarea: atunci când are loc un proces ireversibil, în acel loc se produce întotdeauna entropie. Entropia produsă de sistem datorită procesului ireversibil este totdeauna pozitivă, iar în procesele reversibile, egală cu zero. O asemenea formulare a principiului al doilea este cunoscută ca formulare locală. Entropia unui sistem poate să şi scadă, nu numai să crească (când dSe este negativă şi mai mare în modul decât dSi). In acest caz dSe este numită şi negentropie (Schrödinger). In acest fel organismele vii „evită” creşterea de entropie, preluând din exterior negentropie. De exemplu unele din substanţele luate de animale din mediul exterior, oxigenul şi glucoza, au entropii mai mici (48,4 kcal mol-1K-1, respectiv 50,7 kcal mol-1K-1) decât produşii rezultaţi din oxidarea substanţelor organice : apa (49,0 kcal mol-1K-1) sau CO2 (51,1 kcal mol-1K-1). 5.8.3. Forţe şi fluxuri termodinamice
Fenomenele ireversibile pot apărea din diverse motive, cum ar fi: existenţa unui gradient de temperatură, de concentraţie, de potenţial electric etc. În termodinamica proceselor ireversibile aceste cauze se numesc forţe termodinamice (notate cu Xi, i = 1, 2, …, n). Forţele provoacă fenomene ireversibile ca fluxul de căldură, difuzia, curentul electric. Consecinţa acţiunii forţelor termodinamice este apariţia fluxurilor termodinamice (notate cu Ji).
72
In termodinamica proceselor ireversibile se arată că sursa de entropie este o sumă de produse între forţe şi fluxuri termodinamice:
σ =
n
∑X k =i
k
⋅ Jk
(5.86)
Ecuaţia (5.86) este cunoscută sub numele de ecuaţia de generare a entropiei. Prin urmare, pentru ca un proces ireversibil să aibă loc, este necesar să existe o forţă care să îl declanşeze, Xi. Consecinţa este procesul ireversibil, concretizat printr-un flux Ji. Se spune că fluxul Ji este conjugat cu forţa Xi. Pe lângă fluxul Ji este posibil să mai apară un flux secundar Jj. Aceste fluxuri acţionează în aşa fel încât variaţia lor conduce la anularea forţelor, adică la starea de echilibru. De exemplu, existenţa unui gradient de temperatură într-o soluţie face să apară un transport de energie care tinde să anuleze acest gradient. Se observă însă şi un flux de substanţă. Prin urmare, în timpul procesului ireversibil de transport de energie, mai apare un proces secundar caracterizat printr-un flux de substanţă, ceea ce arată că, într-un proces ireversibil, o forţă nu produce numai fluxul conjugat, ci şi alte fluxuri cuplate. Intre fluxul conjugat şi cel cuplat există o deosebire esenţială: în timp ce fluxul conjugat conduce sistemul către starea de echilibru şi are loc cu producere de entropie, fluxul cuplat îndepărtează sistemul de la starea de echilibru, şi are loc pe baza dispariţiei de entropie. Procesul are loc în general astfel încât producerea de entropie este mai mare decât dispariţia ei şi ecuaţia (2.43) rămâne satisfăcută. Stări staţionare Considerăm o soluţie în care menţinem un gradient de temperatură constant. Această forţă termodinamică dă naştere fluxului conjugat, care este transportul de energie, transport care la rândul său, determină apariţia unui flux cuplat de substanţă, termodifuzia. Termodifuzia atrage după sine apariţia unui gradient de concentraţie. Consecinţa este un flux conjugat de substanţă – difuzie – orientat în sens opus fluxului de termodifuzie cuplat cu gradientul de temperatură. Întrucât forţa primară – gradientul de temperatură – se menţine constantă, rezultă că forţa indusă – gradientul de concentraţie – va creşte până ce fluxul conjugat de difuzie devine egal cu şi de sens contrar cu fluxul de termodifuzie, cuplat cu forţa primară. In această situaţie, fluxul total de substanţă se anulează. Această stare a sistemului în care, deşi are loc un proces ireversibil de transport de energie, adică există o stare de neechilibru, totuşi proprietăţile termodinamice rămân constante în timp, se numeşte stare staţionară. Se consideră că sistemul atinge starea de echilibru atunci când toate forţele ce concură la procesul ireversibil sunt zero. Ecuaţiile fenomenologice liniare Termodinamica proceselor ireversibile admite existenţa unor ecuaţii care exprimă dependenţa liniară dintre forţele şi fluxurile termodinamice:
Jj =
n
∑L k =1
jk
⋅ Xk ;
j = 1, 2, …, n
(5.87)
numite ecuaţii fenomenologice liniare. In aceste ecuaţii Ljk sunt coeficienţii fenomenologici şi ei exprimă diferitele proprietăţi ale proceselor ireversibile. Ecuaţiile fenomenologice liniare au o bază experimentală întrucât ele generalizează o serie de legi, cum este legea lui Fourier de proporţionalitate între gradientul de temperatură şi fluxul de căldură, legea lui Fick de proporţionalitate dintre gradientul de concentraţie şi fluxul de substanţă etc.
73
In afara acestor legi, în termodinamica proceselor ireversibile a fost introdus de către Onsager (1931) un postulat cunoscut şi ca cel de-al IV-lea principiu al termodinamicii. Acest postulat arată că, printr-o alegere corespunzătoare a fluxurilor Ji şi a forţelor Xi matricea coeficienţilor fenomenologici trebuie să fie simetrică: Lij = Lji ; i,j = 1, 2, …, n
(5.88)
Enunţul de mai sus este cunoscut şi sub numele de relaţia de reciprocitate a lui Onsager şi ea stabileşte legătura dintre două fenomene care se suprapun: dacă fluxul care corespunde procesului ireversibil i suferă influenţa forţei Xj a procesului ireversibil j atunci şi fluxul corespunzător procesului j suferă, de asemenea, influenţa forţei Xi prin intermediul aceluiaşi coeficient de reciprocitate, Lij. 5.8.4. Aplicaţii în studiul sistemelor vii
Din punct de vedere al termodinamicii clasice, organismele vii, care sunt sisteme deschise, cărora li se asociază procese de evoluţie, reprezintă ansambluri greu de explicat. Intr-un sistem închis sau izolat au loc procese care conduc, în final, la o stare de echilibru caracterizată prin constanţa în timp a proprietăţilor sistemului. Intr-un sistem deschis are loc o continuă intrare şi ieşire de substanţă şi energie. In locul echilibrului termodinamic intervine o stare staţionară a sistemului. Starea staţionară poate fi, cu o bună aproximaţie, considerată ca o stare de minimă entropie pe unitatea de timp sau când sursa de entropie este minimă. Se poate considera că organismele vii evoluează spre starea staţionară sub influenţa unor constrângeri impuse de mediul exterior, constrângeri analoage cu cele întâlnite în studiul termodinamic al sistemelor deschise. In organismele vii toate procesele care sunt în legătură cu creşterea, cu producerea unor substanţe termodinamice instabile, sunt procese cuplate care absorb entropie şi care se desfăşoară pe baza unor reacţii ireversibile, cu sursă de entropie pozitivă. Reacţiile cuplate sunt, în primul rând, cele legate de respiraţie şi metabolism. Staţionaritatea proceselor ireversibile, cuplarea lor, explică numai până la un punct stabilitatea organismelor vii. Sistemele vii prezintă în primul rând o capacitate antientropică deosebită, datorată mecanismelor de reglare. Prin intermediul unor mecanisme de reglare foarte perfecţionate sistemele biologice reuşesc să-şi crească gradul de ordine şi organizare, „luptând” astfel împotriva celui de-al doilea principiu al termodinamicii conform căruia entropia creşte. Aceste sisteme sintetizează compuşi complecşi, cu entropie mică, cum sunt proteinele, pe baza unor elemente care au entropie mare. Mecanismelor antientropice celulare li se adaugă o serie de mecanisme supracelulare. Capacitatea antientropică se datorează în primul rând faptului că sistemele biologice nu sunt nişte sisteme izolate, ci sisteme deschise care întreţin un permanent schimb de substanţă, de energie şi informaţie cu mediul în care se află. Pentru a putea transpune în realitate programul sau comanda pe care i-o aduce informaţia, natura a apelat la mijloace foarte diferite din care, în cele ce urmează, amintim câteva. -
Unul din mijloacele pe care sistemele biologice îl au la dispoziţie este accelerarea reacţiilor biochimice. Sistemele neputând beneficia de energie de activare din surse externe, recurg la catalizatori capabili să accelereze în mod selectiv desfăşurarea proceselor biologice. Rolul de catalizatori este îndeplinit de enzime care sunt caracterizate printr-o mare specificitate.
74
-
-
-
-
Cuplarea reprezintă, după cum s-a mai amintit, un alt mijloc la care apelează sistemele biologice. Reacţiile endergonice, de sinteză, sunt cuplate cu reacţii exergonice, de degradare a unor metaboliţi. Reacţiile sau fenomenele sunt înlănţuite: pentru a se putea desfăşura, reacţiile de sinteză, trebuie să aibă o anumită succesiune. Aceasta deoarece produsul final al unei reacţii constituie substratul reacţiei următoare şi aşa mai departe, până la obţinerea compusului respectiv. Pentru a putea accelera în mod specific anumite reacţii enzimele trebuie să aibă posibilitatea de a recunoaşte substratul asupra căruia trebuie să acţioneze, dintre numeroasele substraturi care se găsesc în celulă. Recunoaşterea substratului se face cu ajutorul informaţiei privind molecula. Această informaţie nu este reprezentată nici de substanţa şi nici din energia din care este compusă molecula, ci de configuraţia ei spaţială. O moleculă cu o anumită configuraţie spaţială va fi recunoscută de o altă moleculă cu o configuraţie complementară. Astfel, enzima va putea recunoaşte substratul asupra căruia trebuie să acţioneze. Sistemele biologice sunt obligate să producă mi multă ordine decât ar avea absolută nevoie şi aceasta pentru a putea „lupta” cu cel de-al doilea principiu al termodinamicii, cedând o parte din ordinea existentă. Astfel, unul din mijloacele antientropice ale sistemelor biologice îl reprezintă excesul de ordine sau redundanţa. Dispunând de un exces de structuri, sistemul va putea ceda o anumită cantitate de ordine structurală fără săşi pericliteze existenţa. Înmulţirea extrem de rapidă a sistemelor unicelulare, de exemplu, face ca un număr de astfel de sisteme (bacterii) să supravieţuiască şi în condiţiile cele mai nefavorabile. Redundanţa structurală este întâlnită şi la nivelul celulei, ea dispunând de un set dublu de cromozomi. Pe lângă redundanţa structurală, sistemele biologice mai apelează la redundanţa funcţională şi cea combinatorie. Între elementele sistemului se stabilesc anumite raporturi sau conexiuni. Conexiunile relativ stabile definesc modul de organizare a sistemului. Organizarea este cea care transformă mulţimea elementelor într-un ansamblu integrat şi unitar, adică într-un sistem. Sistemul este capabil să lupte cu mai multă eficacitate împotriva celui de-al doilea principiu al termodinamicii şi este totdeauna mai stabil decât suma elementelor sale. Calităţile noi ale sistemului derivă tocmai din modul de organizare a elementelor lui, adică din conexiunile care se stabilesc între ele. Conexiunile pot fi substanţiale, energetice sau informaţionale şi se desfăşoară în spaţiu şi timp. Organizarea pleacă de la nivelul atomic, molecular, macromolecular, subcelular, celular, tisular şi organic, ajungând până la nivelul integrat al organismului şi chiar la nivele situate deasupra acestuia (biocenozele). Organizarea în serie este frecvent întâlnită în sistemele biologice. Glicoliza este, de exemplu, rezultatul organizării în serie a celor 11 reacţii de descompunere anaerobă a glucozei. Organizarea în paralel se realizează prin îndeplinirea unei funcţiuni de către două sau mai multe elemente ale sistemului. De exemplu, celula dispune de mai multe mitocondrii care desfăşoară oxidările celulare şi de mai mulţi ribozomi care sintetizează proteinele. Organizarea în circuit este unul dintre cele mai importante mijloace de autoreglare a sistemelor biologice. De exemplu, între enzimă, substratul şi produsul său se stabileşte o relaţie de tip feedback: creşterea cantităţii de substrat intensifică activitatea enzimatică iar creşterea cantităţii de produs final inhibă această activitate, ceea ce contribuie la păstrarea stabilităţii produsului final. Prin organizare, sistemul biologic reuşeşte să lege toate elementele componente între ele, această hiperintegrare reprezentând unul dintre cele mai eficace mijloace antientropice.
75
Întrebări
1. Care sunt principalele tipuri de legături intra şi intermoleculare? 2. Prin ce se caracterizează gazul ideal şi care sunt legile care descriu transformările simple ale acestuia? 3. Ce reprezintă coeficientul de tensiune superficială al lichidelor? 4. Descrieţi fenomenele capilare şi prezentaţi câteva dintre aplicaţiile lor. 5. Sub ce forme se găseşte apa în organismele vii şi care este rolul său? 6. Ce este difuzia şi care este importanţa ei pentru lumea vie? 7. Descrieţi fenomenul de osmoză şi prezentaţi câteva dintre aplicaţiile sale. 8. Ce sunt procesele ireversibile şi pe ce se bazează termodinamica proceselor ireversibile? 9. Pe ce se bazează capacitatea antientropică a sistemelor vii? Bibliografie
7. Fătu, D., Cornelia Costin, 1994 – Stări de agregare ale materiei, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 8. Flonta, Maria Luiza, D.G. Mărgineanu, L. Movileanu, 1992 - Biofizica, Universitatea Bucureşti, Facultatea de Biologie (litografiat); 9. Georgescu, L., I. Petrea, D. Borşan, 1976 – Fizica stării lichide, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 10. Plăviţu, C.N., 1993, 1994 – Fizica Fenomenelor Termice, vol. I - III, Ed. Hyperion, XXI, Bucureşti; 11. Săndoiu, Ileana, 2003 – Fizică şi elemente de biofizică cu aplicaţii în agricultură, Ed. Alma Mater, Sibiu; 12. Ţiţeica, Şerban, 1982 – Termodinamica , Ed. Academiei, Bucureşti; 13. Vîlcu, Rodica, A. Dobrescu, 1982 – Termodinamica proceselor ireversibile, Ed. Tehnică, Bucureşti.
76
CAPITOLUL 6 BIOFIZICA STRUCTURILOR SUPRAMOLECULARE NOŢIUNI DE BIOENERGETICĂ Cuvinte cheie: - membrana celulară - microtransport - difuzie facilitată - canale ionice - pompe ionice - simport - antiport - potenţial de repaus - potenţial de acţiune - energetică celulară Obiective: - alcătuirea şi funcţiile membranei celulare - transportul prin membrana celulară - activitatea electrică a membranei celulare - energetica celulară; aplicaţii 6.1. Membrana celulară
Membranele celulare reprezintă un mod de organizare fundamental al materiei, un tip de structură supramoleculară definitoriu pentru aceasta. Biofizica membranelor celulare (mai general, a biomembranelor) a pus în evidenţă, prin metode specifice, faptul ca acestea definesc spaţiul în care au loc procesele metabolice şi asigură compartimentarea şi anizotropia materiei vii, fără de care nu ar fi posibilă desfăşurarea simultană şi coerentă a ansamblului extrem de complex de transformări chimice şi conversii energetice implicate în metabolismul celular. Membranele reprezintă, de asemenea, sediul iniţial al recepţiei stimulilor din mediu şi cadrul specific pentru realizarea principalelor transformări (foto - chimice, chemo - chimice, chemo - electrice). Dar, funcţia lor primară definitorie este reglarea schimburilor de substanţe ale celulelor cu exteriorul. Cercetările de biofizică arată că structura membranelor biologice constă dintr-o matrice lipidică bimoleculară, traversată de agregate moleculare proteice care constituie zone hidrofile (fig. 6.1).
Fig. 6.1. Organizarea membranei celulare
Stabilitatea sa este datorată unei stări fizice foarte particulare, aceea de cristal lichid, în care moleculele lipidice şi proteice, toate aflate într-o ordine riguroasă, sunt capabile să se deplaseze unele în raport cu altele. Acest model de membrană este denumit mozaic fluid de proteine globulare într-un dublu strat lipidic (Maria Luiza Flonta, ş.a., 1992, Popescu, A., 1994)). Membranele biologice iau naştere prin autoasamblare, pe baza efectului 77
hidrofob, la limita de separaţie între două medii apoase lipidele formând spontan structuri bimoleculare, pe care proteinele se absorb de asemenea spontan. Această dispunere se realizează în virtutea tendinţei termodinamice a oricărui sistem de a atinge stări cât mai stabile. Prezenţa membranelor biologice este aceea care face să existe organizarea cu adevărat caracteristică pentru materia vie: compartimentarea în medii apoase, de compoziţii şi funcţii specifice, care nu se află în contact unele cu altele şi cu lumea exterioară decât prin intermediul acestor structuri membranale care asigură integritatea şi permanenţa identităţii lor atunci când sunt traversate de fluxuri intense de substanţă şi energie. Pe scurt, câteva din funcţiile specifice ale membranelor celulare sunt acelea de bariere selective pentru solviţii şi apa din cele două compartimente, cale de comunicare, suport structural, reglor al tonicităţii, pH – ului, etc. Studiul mecanismelor de transport prin membranele celulare constituie un aspect important al cercetării biofizice. 6.2. Transportul prin membrana celulară
• •
Există două modalităţi de transfer prin membranele celulare: microtransport (transportul prin membrană a unor particule individuale, ioni, micromolecule, apă) şi macrotransport (transportul „în bloc” a unor ansambluri moleculare – ca de exemplu în cazul fenomenelor de fagocitoză sau pinocitoză sau transportul de macromolecule).
La rândul lui, microtransportul, cel de care ne vom ocupa în continuare, este de următoarele tipuri: 1. Pasiv – prin difuzie simplă (prin matricea lipidică sau prin canale ionice) - prin difuziune mediată (facilitată) 2. Activ – primar (pompe ionice) - secundar (simport sau antiport) 6.2.2. Transportul pasiv prin membrana celulară
Decurge în sensul tendinţei spontane de egalizare a diferenţelor de concentraţie, de potenţial electric, etc., fără consum de energie metabolică. Difuzia simplă prin matricea lipidică Fenomenul a fost deja prezentat la secţiunea referitoare la fenomene moleculare de transport în gaze şi lichide. El se desfăşoară conform legii lui Fick. Ceea ce trebuie precizat aici este faptul că procesul este condiţionat de solubilitatea substanţei de transportat fie în matricea lipidică (alcoolii, acizii graşi), fie în matricea apoasă a canalelor ionice (ionii Na+ , K+ , Cl- , Ca++ ). Canalele ionice Canalele ionice sunt proteine integrale care au în centrul lor un „por” de dimensiuni mici, moleculare, (10-10 m) şi care traversează stratul bilipidic. Porul constituie un mediu hidrofil prin care poate trece ionul sau micromolecula în sensul gradientului său electrochimic. Canalele ionice sunt în general selective: cele pentru cationi au la intrare sarcini negative iar cele pentru anioni au la intrare sarcini pozitive ceea ce face ca anionii,
78
respectiv cationii, să fie respinşi. Aceste canale, prin intermediul unei comenzi, îşi pot modifica conformaţia ceea ce face ca ele să fie închise sau deschise. Difuzia mediată (facilitată) Procesul decurge, ca şi în cazul difuziei simple, de la concentraţie mai mare spre concentraţie mai mică. El este posibil datorită unor molecule numite ionofori. Aceştia sunt de două tipuri: transportori difuzabili sau molecule formatoare de pori (canale). Se consideră că mecanismul acestui proces de transport este următorul: molecula transportatoare, cu rol enzimatic, se poate afla în două stări conformaţionale, una din stări având un loc de legare a substratului (molecula ce urmează să fie transportată) pe o faţă a membranei. Modificarea conformaţională are drept rezultat transferul locului de legare pe cealaltă faţă a membranei. Un caz particular îl constituie formarea în jurul ionului a unei structuri hidrofobe care îi permite acestuia difuzia prin stratul bilipidic. Transportul apei Mecanismul prin care are loc transportul apei prin membrana celulară nu este încă explicat în toată complexitatea sa. Se consideră că transportul se realizează prin difuziune simplă şi prin canale dar cu certitudine un rol important îl joacă şi osmoza. 6.2.2.Transportul activ prin membrana celulară
Se realizează în sens invers gradienţilor de concentraţie, potenţial electric sau presiune osmotică şi necesită consum de energie metabolică. Transportul activ poate fi primar (pompe ionice) sau secundar (simport, respectiv antiport). Transportul activ primar Se realizează prin intermediul unei proteine transportatoare cu rol enzimatic cunoscută sub numele de pompă ionică. Ea leagă ionul care urmează să fie transportat pe o parte a membranei şi, suferind modificări conformaţionale, îl transferă pe cealaltă parte unde îl eliberează (Dimoftache, C., 1993, Maria Luiza Flonta, ş.a., 1992, Popescu, A., 1994). Reacţia de transfer, endergonică (reacţie care conduce la scăderea entalpiei libere), este cuplată cu o reacţie exergonică (ce conduce la creşterea entalpiei libere), de obicei hidroliza ATP (adenozintrifosfat) în ADP (adenozindifosfat) şi Pi (fosfat anorganic). Exemplul cel mai general îl constituie pompa de sodiu şi potasiu (fig. 6.2). Pompa Na+/ K+ transportă sodiul din interiorul celulei unde se află în concentraţie scăzută spre mediul extracelular unde concentraţia lui este mult mai mare şi ia potasiul din mediul extracelular, unde este puţin, şi îl duce în interiorul celulei, unde se află mai mult. Enzima transportatoare este în acest caz ATP–aza Na+/K+specifică; ea are două stări conformaţionale distincte: una cu locuri de legare pe faţa internă a membranei, cu mare afinitate pentru Na+ (notată cu „X”) şi alta cu locuri de legare pe faţa externă a membranei, cu afinitate pentru K+ (notată cu „Y”).
Stoichiometria pompei de Na+/ K+ se poate exprima prin reacţia: 3 Nai+ + 2 K e+ + ATPi → 3 Nae+ + 2 K i+ + ATPi + Pi
(6.1)
unde indicii „i” şi „e” se referă la mediul intern, respectiv extern, în raport cu membrana celulară. Atât reacţia cât şi figura pun în evidenţă şi un alt aspect şi anume: la fiecare ciclu de funcţionare are loc un transfer net de sarcină pozitivă – un ion de Na spre exterior - ceea ce face ca membrana să se polarizeze electric (pozitiv la exterior şi negativ la interior).
79
Fig.6.2. Pompa Na+/ K+
Funcţionarea pompei necesită alimentarea continuă cu ATP, deci consum de energie metabolică. De aceea factorii care inhibă furnizarea de către metabolism a ATP-ului inhibă şi funcţia de transport activ. Astfel, lipsa oxigenului sau inhibitorii metabolici generali determină şi scăderea intensităţii transportului activ, până la blocarea sa. Aceste pompe se găsesc localizate la nivelul plasmalemei, dar şi în membrana organitelor intracelulare; de exemplu: pompa de Ca 2+ la nivelul reticulului endoplasmic, pompa de H+ la nivelul diverselor vezicule intracelulare. Transportul activ secundar (cuplat) Este transportul unei substanţe împotriva gradientului de concentraţie, cuplat cu transportul altei substanţe în sensul gradientului ei, menţinut prin transport activ primar. Cele două fluxuri sunt asigurate de aceiaşi moleculă transportatoare. Consumul de energie este mult mai redus decât în cazul transportului activ primar deoarece se foloseşte gradientul electrochimic al uneia din substanţele transportate. Din punct de vedere al sensului fluxurilor, transportul activ secundar se clasifică în: transport antiport (când cele două substanţe sunt transportate în sensuri contrare) şi simport (cele două substanţe sunt transportate în acelaşi sens). Transportul antiport (fig. 6.3) In cazul acestui tip de transport o proteină transportatoare „T” leagă pe faţa 1 a membranei o substanţă „S” pe care o transferă pe faţa 2. În acelaşi timp substanţa „P” este transferată de pe faţa 2 pe faţa 1 a membranei. Un exemplu îl constituie antiportul Na+/Ca++: pentru fiecare ion de calciu scos din celulă împotriva gradientului de concentraţie sunt introduşi în celulă trei ioni de sodiu, în sensul gradientului menţinut de transportul activ primar. Transportul simport (fig. 6.4) In acest caz enzima transportatoare „T” leagă pe aceiaşi parte a membranei două substanţe „S” şi „P”. Una este transportată împotriva gradientului de concentraţie iar cealaltă în sensul gradientului menţinut tot prin transport activ primar. Simportul Na+/glucoză prezentat în figura 6.4 b constituie un exemplu de astfel de transport.
80
Fig. 6.3. Transportul antiport a) funcţionarea pompei; b)antiportul Na+/Ca++ (după Dimoftache, C., ş.a., 1993)
Fig. 6.4. Transportul simport a) funcţionarea pompei; b)simportul Na+/glucoză (după Dimoftache, C., ş.a., 1993)
6.3. Activitatea electrică a membranei celulare 6.3.1. Potenţialul de repaus
Pe plan funcţional, transporturile ionice prin membrane fac să rezulte proprietăţile de excitabilitate electrică. Studiul proprietăţilor electrice ale membranelor reprezintă un capitol major al biofizicii. Bioenergetica modernă a pus în lumină rolul capital jucat de asimetria structurală a membranelor care permite definirea funcţională a unui "interior" şi a unui "exterior", riguros separate. Astfel, la nivel celular, în stare de repaus, apare o diferenţă de potenţial electric (potenţial de repaus) între exteriorul şi interiorul definit de membrana celulară, datorită unei distribuţii inegale a concentraţiei principalilor ioni (Na+, K-, Cl-) în mediul intra- şi extracelular. In stare staţionară, între cele două compartimente se stabileşte o relaţie bine determinată între toţi parametrii sistemului şi anume potenţial electric, potenţial chimic, presiune, etc. Această situaţie defineşte echilibrul de membrană. La stabilirea echilibrului de membrană intervin o serie de factori din care unii au fost deja discutaţi şi anume: - mediul intracelular cuprinde şi anioni nedifuzabili prin membrana celulară ceea ce creează o diferenţă de potenţial între cele două feţe ale membranei, ΦMR (potenţial transmembranar), dată de ecuaţia lui Nernst (Dimoftache, C., ş.a., 1993, Popescu, A., 1994): Φ MR = Vi − Ve =
RT c log 2 nF c1
(6.2)
unde: Vi – potenţialul intracelular Ve – potenţialul extracelular R – constanta gazelor perfecte T – temperatura absolută F - constanta lui Faraday (96 500 Coulombi) 81
n – valenţa ionului c1 şi c2 – concentraţiile unui anumit tip de ioni de o parte şi de alta a membranei; Ecuaţia care furnizează date teoretice asupra valorilor potenţialului transmembranar, ce corespund cu cele determinate experimental, este ecuaţia Goldman – Hodgkin – Katz (scrisă mai jos pentru un exemplu în care de o parte şi de alta a unei membrane există o repartiţie asimetrică de ioni de Na+, K+ şi Cl-, Popescu, A., 1994):
Φ MR
[ ] [ ]
[ ] [ ]
[ ] [ ]
PK K + e + PNa Na + e + PCl CL− e RT = Vi − Ve = ln F PK K + i + PNa Na + i + Pcl Cl − i
(6.3)
- transportul activ impune un raport bine determinat al concentraţiilor; - membranele biologice au permeabilitate diferită pentru diferitele specii ionice; ionii care difuzează mai uşor determină apariţia unui gradient electric ceea ce determină difuzia ionului de semn opus; - gradienţii de concentraţie, de potenţial şi de presiune, existenţi la un moment dat determină un transport pasiv care tinde să conducă sistemul spre echilibru termodinamic; - transportul activ îndepărtează sistemul de echilibrul termodinamic, conducându-l către o stare staţionară. Potenţialul de repaus este legat de metabolismul celular pentru că s-a constatat că toţi factorii care inhibă metabolismul reduc şi potenţialul de repaus celular, până la anulare. 6.3.2. Potenţialul de acţiune
Modificările electrice tranzitorii, localizate spaţial, ale potenţialului transmembranar, poartă numele de potenţiale locale. Când în urma acţiunii unui excitant (stimul), apare o modificare tranzitorie a polarizării membranei, care nu mai este localizată spaţial, apare aşa-numitul potenţial de acţiune. Pe fondul excitabilităţii generale a materiei vii au apărut celulele excitabile, capabile să răspundă la stimuli externi printr-o degajare bruscă de energie sub forma acestei variaţii a potenţialului de membrană. Procesul, prezentat pe larg în literatura de specialitate (Popescu, A., 1994), poate fi descris astfel: Dacă asupra membranei excitabile acţionează un agent depolarizant (de natură termică, electrică sau chimică de exemplu), va apărea o diferenţă de potenţial tranzitorie care va dispărea (se va „stinge”) dacă intensitatea agentului este mică. Dacă însă, depolarizarea membranară indusă de stimul depăşeşte un prag (notat în cele ce urmează cu ϕP2), depolarizarea continuă ireversibil până când polarizarea membranei se anulează şi apoi îşi schimbă sensul. Intervine apoi un alt proces care face ca depolarizarea membranei să fie limitată şi să descrească rapid pentru ca, în final, membrana să se repolarizeze ca în starea de repaus (fig. 6.5). Potenţialul de acţiune este propagabil pe distanţe mari şi constituie unitatea de bază a transmisiei informaţiei propagată pe fibra nervoasă.
82
Fig. 6.5: Evoluţia temporală a potenţialului de membrană în apropierea stimulului S (după Popescu, A., 1994): PRPT- prepotenţial; PRA, PRR – perioade refractare absolute, respectiv relative; ϕS – potenţialul de vârf; ϕMR potenţial membranar de repaus; ϕP2 – potenţial de prag; HPP – hiperpolarizare membranară; τL – timp de latenţă; ST – secţiuni transversale prin axon.
6.4. Energetica celulară
Tot pe principiul de asimetrie structurală al membranelor se bazează şi logica mecanismelor complexe care reglează procesele esenţiale, cum ar fi fotosinteza, sursa esenţială a întregii energii utilizată de lumea vie. Prin fotosinteză se realizează transformarea energiei luminoase în energie potenţială electrochimică, apoi în energie chimică, cu randamente extrem de ridicate. Aceste mecanisme sunt organizate într-o serie de bucle succesive, compuse din procese fizice şi chimice, alternând de o parte şi de alta a membranei. In decursul procesului de fotosinteză plantele verzi „captează” energia radiaţiei solare pe care o transformă în energie chimică înmagazinată în legăturile interatomice din substanţele pe care acestea le sintetizează. Sediul fotosintezei este cloroplastul, organit celular ce conţine pigmenţi fotosensibili. Principalii pigmenţi fotosensibili sunt clorofilele a şi b şi carotenoizii. Spectrul de absorbţie al celor două tipuri de clorofilă este prezentat în figura 6.7. Clorofila a prezintă două maxime de absorbţie în albastru (400 nm) şi roşu (650 – 700 nm). Clorofila b absoarbe mai puternic în albastru şi mai slab în roşu.
Fig. 6.7. Spectrele de absorbţie ale clorofilei a şi b
83
Fotosinteza poate fi descrisă cu ajutorul următoarei reacţii generale: CO2 + H 2O + hυ → (CH 2O ) + O2 + energie chimica
(6.4)
Se consideră că fotosinteza are două faze: faza la lumină, care are ca rezultat sinteza de ATP şi NADP (nicitinamid adenin dinucleotid fosfat) şi faza la întuneric care constă în reducerea CO2 şi glucogeneză şi care utilizează energia înmagazinată în legăturile macroergice ale ATP. Transformarea energiei radiante în energie chimică începe prin excitarea unui electron din structura clorofilei de către fotonii radiaţiei electromagnetice luminoase. Electronul excitat părăseşte molecula de clorofilă b şi este captat de nişte acceptori de electroni înşiruiţi de-a lungul unui lanţ de transportori de electroni cu potenţial redox din ce în ce mai scăzut (fig.6.8). Electronul excitat este captat pe rând de feredoxină (F), flavinadenindinucleotid (FAD), citocromii b şi f, până când cedează toată energia absorbită de la foton şi ajunge din nou la molecula de clorofilă, dar de data aceasta la clorofila a. Odată cu trecerea de la F la FAD şi de la citocromul b la citocromul f, ia naştere câte o moleculă de ATP în care se înmagazinează energia eliberată de electron. De la feredoxină electronul excitat poate fi preluat şi de NADP care, împreună cu hidrogenul, provenit din disocierea apei, devine NAPDH. Acesta nu îl va mai ceda transportorilor de electroni ci îl va folosi în fosforilarea aciclică pentru reducerea CO2 în procesul de biosinteză a glucozei, fructozei, celulozei, etc. Studierea procesului de fotosinteză, din care aici au fost prezentate extrem de succint, numai câteva aspecte biofizice, este utilă pe de o parte pentru îmbunătăţirea eficienţei sale şi pe de altă parte pentru realizarea unor sisteme artificiale de conversie a energiei solare.
Fig. 6.8. Procesul de fosforilare ciclică
Întrebări
1. Care este structura şi principalele funcţii ale membranei celulare? 2. Enumeraţi tipurile de transport prin membrana celulară. Descrieţi funcţionarea pompei Na+/K+. 3. Ce reprezintă potenţialul celular de repaus? Dar cel de acţiune? 4. Cum decurge procesul de fosforilare ciclică? Bibliografie
1. Săndoiu, Ileana, 2003 – Fizică şi elemente de biofizică cu aplicaţii în agricultură, Ed. Alma Mater, Sibiu; 2. Ţugulea, Laura, 1999 – Aspecte biofizice în fotosinteza plantelor superioare, Ed. Universităţii din Bucureşti.
84
CAPITOLUL 7 BIOFIZICA RADIAŢIILOR
-
Cuvinte cheie: radiaţii spectrul electromagnetic efecte fotofizice şi fotochimice radiaţii ionizante dozimetrie Obiective: radiaţiile electromagnetice; mărimi caracteristice; spectrul electromagnetic radiaţiilor electromagnetice; surse de radiaţii electromagnetice radiaţii ionizante şi neionizante interacţiunea radiaţiilor neionizante cu materia ochiul omenesc ca instrument optic şi fotoreceptor interacţiunea radiaţiilor ionizante cu materia elemente de dozimetrie
emisia
Studiul efectelor exercitate asupra organismelor vii de către factorii mediului ambiant este un obiectiv comun tuturor disciplinelor biologice. Factorii fizici care influenţează în mod natural viaţa organismelor sunt radiaţiile, temperatura, presiunea, magnetic şi câmpul gravitaţional terestru. Acestora li se adaugă şi alţii, la care organismele pot fi expuse în mod artificial (ultrasunete, câmpuri electrice, radiaţii ionizante, etc.). Pentru a putea explica acţiunea acestor factori asupra sistemelor biologice, biofizica apelează mai întâi la investigarea fenomenelor care au loc la niveluri inferioare organismului (molecular, supramolecular, celular). Capitolul de faţă îşi propune să trateze numai biofizica radiaţiilor. 7.1. Radiaţiile – formă de existenţă a materiei. Clasificare
Radiaţia este o formă de existenţă a materiei prin care are loc un transfer de energie şi, uneori de masă. Radiaţiile pot avea caracter corpuscular sau ondulatoriu. Radiaţia corpusculară este formată din particule cu masă de repaus diferită de zero cum sunt electronii, pozitronii, ionii pozitivi sau negativi, nucleele de He, etc. Aceste radiaţii îşi iau numele după natura particulelor care le formează (intră în componenţa lor - radiaţii alfa, beta, gamma) sau după fenomenul fizic care le dă naştere (radiaţii catodice, radiaţii canal, etc.). Radiaţiile ondulatorii (masă de repaus zero) pot reprezenta un transport de oscilaţii mecanice, necesitând un suport material pentru propagare (undele acustice) sau cele care nu necesită suport material, radiaţiile electromagnetice. In cele ce urmează accentul va fi pus pe radiaţiile electromagnetice, alte categorii – radiaţii X, nucleare, cosmice, fiind deja prezentate. Radiaţiile se clasifică şi după efectul lor asupra sistemelor vii. După acst criteriu există radiaţii ionizante şi radiaţii neionizante. 7.2. Radiaţiile electromagnetice
Radiaţiile electromagnetice reprezintă propagarea unui câmp electromagnetic oscilant (fig.7.1):
85
Fig. 7.1 : Reprezentarea undelor electromagnetice
7.2.1. Mărimi caracteristice undelor electromagnetice. Spectrul electromagnetic
Aceste mărimi sunt redate împreună cu relaţiile de legătură între ele şi unităţile de măsură în tabelul de mai jos.
Mărimea fizică Lungimea de undă (distanţa pe care unda o parcurge în spaţiu în timpul unei singure oscilaţii) Numărul de undă (numărul de lungimi de undă cuprinse într-un cm) Frecvenţa (numărul de oscilaţii complete efectuate în unitatea de timp) Perioada
Simbol λ
υ=
T=
ω
Viteza
v
Energia
E
1
λ
=
υ c
=
1 cT
1 c ω υ= = = T λ 2π
ν
T Pulsaţia
Tabelul 7.1 Relaţia de legătură Unitatea de dintre mărimi măsură c m, μm, λ = cT = nm, Å υ
1
υ
=
λ c
=
ω = 2π υ = λ
= λυ T E = hυ
c=
2π
ω 2π T
m-1 , cm-1 s-1 (Hz)
s rad s-1 m s-1 J, eV
Notă: c –viteza de propagare a radiaţiilor electromagnetice în vid (300 000 km s-1) rad – radian, unitatea de măsură pentru unghiul plan h – constanta lui Planck ( 6,6256· 10-34 Js) 1 eV – unitate de măsură pentru energie (energia pe care o capătă un electron când traversează o diferenţă de potenţial de 1 V)
86
Domeniile spectrului electromagnetic sunt reprezentate în figura 7.2.
Fig. 7.2 - Spectrul electromagnetic
7.2.2. Emisia radiaţiilor electromagnetice. Surse de radiaţii electromagnetice
Radiaţia electromagnetică este emisă prin tranziţii electronice între două niveluri energetice ale atomilor sau moleculelor. După compoziţia spectrală şi gradul de monocromatism, sursele de radiaţii electromagnetice sunt de trei tipuri: 1. generatori cuantici (lasere – care emit radiaţie monocomatică) 2. izvoare luminiscente (emit spectre discontinue de linii şi/sau benzi) 3. izvoare termice (corpuri încălzite care emit radiaţii într-un spectru continuu) 7.3. Radiaţii ionizante şi neionizante
Din punct de vedere al efectelor radiaţiilor asupra materiei vii, radiaţiile se împart în radiaţii ionizante (RI) şi radiaţii neionizante (RNI).
87
Radiaţiile ionizante sunt radiaţii cu energie înaltă, capabilă să producă ionizarea substanţei cu care interacţionează. In această categorie intră radiaţiile cu energie mai mare de 12eV şi lungime de undă mai mică de 100nm (radiaţii röntgen sau X, radiaţii gamma, electroni, pozitroni, particule alfa). Spaţiul cosmic, dezintegrările radioactive, reacţiile nucleare, tuburile de raze röntgen, constituie surse pentru acest tip de radiaţii. Radiaţiile neionizante sunt radiaţiile electromagnetice (ultraviolete, vizibile, infraroşii, microundele, undele radio) care nu au suficientă energie pentru a ioniza materia vie (energie mai mcă de 12eV şi lungime de undă mai mare de 100nm). Valoarea energiei (aprox. 12 eV) care face distincţia între cele două tipuri de radiaţii a fost stabilită ţinând cont de energia de ionizare a principalilor atomi care intră în structura materiei vii: pentru hidrogen 13,54 eV, oxigen 13,57 eV, carbon 11,24 eV, azot 14,51 eV. 7.3.1. Interacţiunea radiaţiilor neionizante cu materia. Efecte fotofizice şi fotochimice
Principalele efecte primare care apar în cazul interacţiunii radiaţiilor neionizante cu substanţa sunt efectele fotofizice şi cele fotochimice. Efectele fotofizice apar când un foton este absorbit de substanţă iar energia sa se transmite în totalitate moleculei absorbante şi este folosită pentru a-i amplifica energia rotaţională şi vibraţională sau pentru a produce tranziţii electronice. Astfel molecula trece în stare excitată după care se va dezexcita. Dezexcitarea poate fi radiativă, când energia absorbită este parţial sau total reemisă iar rezultatul îl constituie fenomenele de fotoluminiscenţă sau dezexcitare neradiativă, conducând la încălzirea substanţei şi la reacţii fotochimice. Fenomenele de fotoluminiscenţă apar când moleculele care sunt iradiate emit în toate direcţiile radiaţii, în domeniile vizibil sau ultraviolet, ale căror lungimi de undă diferă de cea a radiaţiei excitatoare (cum este cazul emisiei electronice obişnuite). Fotoluminiscenţa la rândul ei este de două tipuri, fluorecscenţa (emisia încetează o dată cu excitarea şi este independentă de condiţiile externe moleculei) şi fosforescenţa (emisia persistă şi după încetarea excitaţiei şi depinde de condiţiile externe moleculei). Efectele fotochimice se datorează modificării distribuţiei electronilor care are ca urmare modificarea legăturilor interatomice în molecule. Aceste efecte sunt guvernate de legile fotochimiei: Legea Ghotthus – Draper: un proces fotochimic nu are loc decât după ce radiaţia a fost efectiv absorbită de molecula capabilă să sufere transformarea respectivă. Legea Starck – Einstein: procesele fotochimice au loc prin absorbţia câte unui foton de către fiecare moleculă care suferă transformarea. Legea Bunsen – Roscoe : efectul fotochimic produs de către radiaţie este proporţional cu iradierea şi timpul cât a avut loc iradierea (iradierea se defineşte ca energia fotonilor care cad în unitatea de timp pe unitatea de suprafaţă). Un exemplu de reacţii fotochimice sunt cele în urma cărora ia naştere ozonul, care se formează dar se şi descompune în prezenţa radiaţiilor UV : hυ O2 ⎯⎯→ O* + O*
O2 + O * ⎯ ⎯→ O3 hυ O3 ⎯⎯→ O2 + O *
Trebuie menţionat că interacţiunea radiaţiilor neionizante cu materia vie are loc la nivelul unor grupări cromofore din molecule, cea mai mare parte cu legătură dublă, grupări
88
care absorb fotonii, trecând în stare excitată. Exemple de astfel de grupări sunt >C=C< ; >C=O ; >C=N- ;- CO – NH - , ele aflându-se în bazele azotate ale acizilor nucleici, în structura proteinelor, etc. In cele ce urmează se vor prezenta câteva din efectele radiaţiilor neionizante din diferite domenii spectrale asupra materiei vii: a) la nivelul celulelor radiaţiile UV interacţionează în mod deosebit cu ADN – ul; aceasta se datorează prezenţei grupărilor cromofore ale bazelor azotate care suferă modificări (ruperea legăturilor de hidrogen, ruperi monocatenare ale lanţului AND, formarea de legături cu proteinele, etc). Ele pot conduce la mutaţii (se spune în acest caz că radiaţiile UV au efect mutagen). Efectul bacteriostatic şi bactericid, explicat prin alterarea activităţii enzimatice a unor proteine care absorb radiaţiile UV, face ca aceste radiaţii să fie folosite ca agenţi sterilizatori în laboratoare, spitale. La nivelul ţesuturilor, radiaţiile UV – C (numite şi radiaţii germicidale) pot determina apariţia dermatitelor, fotokeratitelor. Radiaţiile din banda eritemală, UV – B, provoacă eriteme ale pielii, cancere de piele, mutaţii bacteriene. Radiaţiile UV – A, au efect melanogenic (accentuarea pigmentării pielii) dar şi efect eritemogenic. b) Radiaţia VIS (lumina albă) constituie fie sursa de energie pe care un organit fotoreceptor o converteşte în energie chimică (cazul cloroplastelor unde are loc fotoconversia) fie semnalul care cauzează un răspuns senzorial (cazul fotoreceptorilor vizuali la nivelul cărora are loc fotodetecţia). Fototropismul, fotonastia şi altele pun în evidenţă la niveluri superioare de organizare a materiei efectele radiaţiei vizibile. c) Radiaţiile din domeniul IR au ca efect principal încălzirea ţesuturilor exterioare, urmată de vasodilataţie locală şi accentuarea metabolismului. 7.3.2. Interacţiunea radiaţiilor ionizante cu materia
Dintre radiaţiile care produc ionizări în organisme şi în mediul lor de viaţă, fac parte radiaţiile emise de substanţele radioactive (radiaţiile α, β, γ) – cunoscute şi sub numele de radiaţii nucleare, radiaţiile X, electronii, protonii şi deuteronii produşi în acceleratoare de particule, neutronii obţinuţi în reactoarele nucleare, radiaţiile cosmice (care conţin mezoni K şi mezoni π - şi π+). Mecanisme de interacţiune dintre radiaţiile ionizante şi substanţă Mecanismele primare de interacţiune dintre radiaţiile ionizante şi materia vie sunt datorate fie acţiunii directe asupra moleculelor şi macromoleculelor componente (excitări şi ionizări), fie unei acţiuni indirecte prin intermediul radicalilor liberi pe care îi produc prin acţiune directă. Cei mai importanţi sunt radicalii liberi ai apei iar cele mai sensibile „ţinte”, acizii nucleici şi proteinele. Radicalii liberi sunt atomi sau molecule neutre caracterizate printr-o orbită electronică cu un singur electron neîmperecheat. Atomul de hidrogen este cel ai simplu radical liber. Radicalii liberi au probabilitate foarte mare de a se combina cu alte molecule datorită tendinţei de împerechere cu altul aparţinând orbitalilor moleculelor vecine. Alterările moleculelor organice se fac aproape exclusiv prin interacţiunea lor cu radicalii liberi generaţi prin interacţiune directă. In cazul materiei vii apa este cea mai bogată sursă de radicali liberi:
H 2O + Energia transferata de radiatie ⎯ ⎯→ H ∗ + OH ∗
Aceasta explică de ce ţesuturile bogate în apă sunt radiosensibile iar acelea cu un conţinut mic de apă, sunt mult mai radiorezistente.
89
In continuare sunt prezentate pe scurt efectele generate de interacţiunea dintre substanţă şi câteva dintre categoriile de radiaţii ionizante. Interacţiunea radiaţiilor gamma cu substanţa Radiaţia gamma interacţionează cu mediul pe care îl străbate prin efect fotoelectric (în cazul fotonilor de energie joasă şi al substanţelor cu număr atomic mare), efect Compton (în cazul fotonilor de energie medie şi al substanţelor cu număr atomic mic) şi formare de perechi (în cazul fotonilor de energie foarte mare). Efectul fotoelectric constă în emisia unui electron dintr-un atom sau moleculă ca urmare a ciocnirii cu o cuantă de radiaţie UV, X sau gamma. În cazul efectului Compton, nu toată energia cuantei este cedată electronului. În consecinţă, radiaţia îşi schimbă direcţia de propagare, transportând o energie mai mică.Generarea de perechi este un efect caracteristic radiaţiilor gamma de energie mare (>1 MeV) şi constă în transformarea unei cuante γ într-un electron şi într-un pozitron. Fiecare dintre aceste interacţiuni prezintă o anumită probabilitate şi are drept consecinţă atenuarea fascicolului iniţial după o lege exponenţială:
I = I 0 e − μx
(7.1)
unde: I0 este intensitatea fascicolului iniţial; I este intensitatea fascicolului după ce a străbătut stratul de substanţă de grosime x; μ este coeficientul liniar de absorbţie. Atenuarea fascicolului de radiaţii γ, având loc prin cele trei efecte enumerate mai sus, coeficientul de absorbţie μ va fi o sumă de coeficienţi corespunzători fiecărui efect:
μ = μ f + μC + μ P
(7.2)
Interacţiunea particulelor alfa cu substanţa Particulele alfa, încărcate electric, interacţionează cu electronii atomilor din substanţa pe care o traversează, conducând în principal la excitarea sau ionizarea atomilor. În urma ciocnirilor cu electronii, particulele alfa pierd din energie, dar nu îşi modifică sensibil traiectoria. Radiaţiile α pot da, pe lângă excitare sau ionizare, şi împrăştiere coulombiană (interacţiune elastică între particulă şi nucleu) sau reacţii nucleare. O importanţă deosebită prezintă reacţiile (α, n) care pot fi utilizate ca surse de neutroni: 9 4
Be+ 24 He→126 C + 01n
(7.3)
Interacţiunea radiaţiilor β- şi β+ cu substanţa Radiaţiile β- ce străbat un mediu determină ionizarea (excitarea) acestuia, precum şi apariţia unei radiaţii de frânare. Radiaţiile β- au energii comparabile cu particulele α, dar masa mult mai mică, ceea ce face ca ele să atingă viteze mari, apropiate de viteza luminii. Drept urmare, radiaţiile β- au putere de ionizare slabă. Electronii liberi sunt atraşi de nucleele prin apropierea cărora trec, fiind acceleraţi. Electrodinamica clasică arată că orice sarcină electrică, în mişcare accelerată, emite o radiaţie electromagnetică. Aceasta este radiaţia de frânare (radiaţia X sau γ de energii mari). Cele două procese de interacţiune amintite determină atenuarea exponenţială a radiaţiei β- în substanţă.
90
Radiaţiile β+ (pozitroni), pe lângă interacţiunile produse de electroni, conduc şi la procesul de anihilare: e + + e − → 2γ
(7.4)
Interacţiunea neutronilor cu substanţa Mecanismul de interacţiune caracteristic neutronilor diferă de mecanismul de interacţiune al particulelor încărcate electric cât şi de cel al radiaţiilor electromagnetice de mare energie. Singurul mod de interacţiune al neutronilor cu materia este ciocnirea cu nucleele din care este formată ţinta. Ciocnirile neutronilor cu nucleele sunt de două tipuri: ciocniri elastice şi ciocniri plastice. Un caz particular de ciocnire inelastică este captura neutronului incident de către nucleele ţintă, neutronul captat intrând în structura nucleului ciocnit. În urma reacţiei de captură, se formează, în general, un nucleu intermediar, metastabil (cu timp de viaţă foarte scurt) care se dezexcită emiţând radiaţii gamma. Probabilitatea de ciocnire inelastică creşte odată cu scăderea energiei neutronului incident. Cea mai mare probabilitate de ciocnire inelastică se atinge când neutronii incidenţi au energia cinetică de acelaşi ordine de mărime cu energia cinetică de agitaţie termică la temperatura respectivă (neutroni termici). Materialele care termalizează cel mai uşor fluxul de neutroni (materiale moderatoare) sunt cele bogat hidrogenate ca: apa, parafina, acizii graşi etc. În foarte multe cazuri, în urma capturii neutronului incident, ia naştere un nucleu radioactiv artificial, care va emite el însuşi radiaţii nucleare. Efectele radiaţiilor ionizante la nivelul materiei vii
Efectul radiobiologic, cu studiul căruia se ocupă radiobiologia, cuprinde totalitatea efectelor radiaţiilor ionizante asupra materiei vii. Mecanismul apariţiei acestui efect este complex şi el decurge în mai multe etape (Nedelcu, C., 1989): •
•
• •
Etapa I (etapa fizică): pentru ca mecanismul să se declanşeze este necesar în primul rând ca materia vie să interacţioneze cu radiaţia ionizantă ceea ce înseamnă un transfer de energie de la radiaţia ionizantă la materia vie; efectele primare care se produc în această etapă, în principal excitări şi ionizări. Etapa a II-a (etapa chimică): atomii şi moleculele ionizate se recombină, cele excitate se dezexcită, dând naştere radicalilor liberi care au, după cum este cunoscut, o reactivitate crescută; pentru că în materia vie predomină apa, cei mai frecvenţi radicali liberi sunt cei obţinuţi în urma radiolizei apei. Etapa a III-a: radicalii liberi apăruţi în etapa chimică interacţionează cu macromoleculele de interes biologic, adiţionează ireversibil la acestea şi le inactivează. Etapa a IV-a (etapa biologică): constă în apariţia de modificări vizibile macroscopic pe organismul viu ca urmare a etapelor anterioare; aceste modificări pot afecta mai multe generaţii succesive.
Dacă primele două etape pot decurge la fel în materia vie ca şi în cea nevie (dacă acestea au compoziţii chimice asemănătoare), etapele a III-a şi a IV-a sunt specifice materiei vii şi pot dura foarte mult. Radiosensibilitatea reflectă intensitatea alterărilor structurale şi funcţionale pe care le provoacă unor radiaţii de diverse naturi şi puteri în organismele vii (Băra, I., 1989). Ea
91
reprezintă rezultanta interacţiunii dintre individ şi radiaţii cu repercusiuni care nu sunt altceva decât expresia perturbării circulaţiei informaţiei la nivelul sistemelor biologice de nivel individual supuse acţiunii radiaţiei. Radiosensibilitatea înseamnă o reacţie de adaptare a sistemului biologic la acţiunea unui stimul (radiaţia). Efectele interacţiunii dintre organism şi radiaţii sunt determinate atât de caracteristicile calitative ale informaţiei conţinută de sistemul biologic cât şi de calităţile radiaţiilor. Acestea pot fi completate de factori care pot întări sau slăbi acţiunea radiaţiilor. Efectul acţiunii radiaţiilor asupra sistemelor biologice de nivel individual, fiind o perturbare a circulaţiei normale a mesajului informaţional, poate fi constatat la nivelul sursei de informaţie (molecula de ADN), la nivelul canalelor pe care circulă informaţia sau la nivelul destinaţiei mesajului informaţional (structurile micro şi macroscopice ca ţesuturi, organe şi până la organismul întreg). Perturbaţiile produse la nivelul sursei de informaţie pot fi observate fie direct (aberaţiile cromozomiale) fie indirect (mutaţiile genetice). Radiosensibilitatea plantelor Prin repercusiunile sale de ordin ontogenetic şi filogenetic, radiosensibilitatea are implicaţii evolutive care pot fi şi sunt utilizate de către cercetători în activitatea practică de selecţie şi ameliorare (Gottschalk, W, 1989). Practic, radiosensibilitatea plantelor poate fi apreciată prin următorii indici radiobiologici: • frecvenţa mutaţiilor somatice • frecvenţa şi numărul aberaţiilor cromozomiale • gradul de perturbare a diviziunilor celulare • inhibarea ritmului de creştere • gradul de letalitate ( procentajul supravieţuirii şi mortalităţii plantelor) • sinteza unor produşi specifici şi nespecifici • capacitatea de absorbţie şi reţinere a apei • tulburările generale ale metabolismului celular • gradul de germinare a seminţelor • procentajul mutaţiilor clorofiliene, ş.a. Gradul de radiosensibilitate al organismelor este foarte larg şi anume situat între 10-4 Gy, doză necesară pentru modificarea creşterii ciupercii Phycomyces blakesleeanus, şi 2 x 104 Gy, doza necesară pentru a omorî algele albastre – verzi (încr. Cyanophyta), cele mai radiorezistente(Corneanu, G., 1989). Rezistenţa plantelor superioare la radiaţii, mai scăzută decât a algelor, este foarte diferită. Dozele mici de radiaţii aplicate seminţelor (până la 20 – 80 Gy) sau plantelor aflate în diferite stadii de vegetaţie stimulează uneori creşterea. Dintre plantele superioare, gimnospermele prezintă radiosensibilitatea cea mai mare (DL 50 = 4 – 6 Gy care poate fi comparată cu cea a mamiferelor). Angiospermele sunt de aproximativ 7 – 9 ori mai rezistente decât gimnospermele în cazul iradierii cronice şi de circa 6 ori mai rezistente în cazul iradierii acute. Dintre angiosperme, speciile lemnoase sunt de aproximativ două ori mai sensibile decât speciile ierboase. Chiar în cadrul aceleaşi specii radiosensibilitatea diferitelor varietăţi este diferită (de exemplu la mazăre, grâu, tomate) iar starea de hibridare provoacă de asemenea modificări în radiosensibilitatea plantelor (exemplu în cazul porumbului la care liniile consangvinizate sunt mai sensibile comparativ cu hibrizii dubli). Şi diferitele părţi ale plantelor prezintă radiosensibilitate diferită, ca şi în cazul organismelor animale. Efectul radiaţiilor asupra diferitelor părţi ale plantei este funcţie de numeroşi factori cum ar fi stadiul de dezvoltare al părţilor iradiate, activitatea fiziologică, stadiul ciclului celular, conţinutul în apă, etc. Astfel, 92
seminţele mature sunt radiorezistente datorită faptului că se află într-o stare de latenţă şi au un conţinut scăzut de apă. Odată cu creşterea conţinutului de apă, datorită apariţiei radicalilor liberi creşte şi radiosensibilitatea seminţelor. 7.4. Elemente de dozimetrie
Măsura acţiunii radiaţiilor în orice mediu este mărimea numită doză de radiaţii. Trebuie însă făcută distincţia între doza fizică de radiaţii şi doza biologică echivalentă. Prin doză fizică de radiaţii, Df , se înţelege energia transferată de acestea unităţii de masă a substanţei iradiate. Unitatea de măsură în SI este Gray-ul (Gy) care se defineşte ca acea doză de radiaţii care transferă energia de 1J unui Kg de materie iradiată. In practică se utilizează încă unitatea de măsură numită rad (radiation absorbed dose) şi care se defineşte ca acea doză de radiaţii care transferă o energie de 100 erg unui gram de substanţă. Din definiţiile celor două unităţi de măsură rezultă că 1Gy = 100 rad
(7.5)
Evaluând efectul biologic al diferitelor tipuri de radiaţii s-a constatat că acesta poate fi diferit ceea ce a impus definirea dozei biologice echivalente, Db prin relaţia: (7.6) D f = η ⋅ Db unde η este eficacitatea biologică relativă sau factor de calitate; pentru radiaţiile electromagnetice ionizante valoarea sa este 1 iar pentru radiaţiile corpusculare este supraunitară (pentru protoni şi neutroni valoarea sa este 10, pentru particulele α este 20). Unitatea de măsură recomandată de SI pentru doza biologică echivalentă este Sievert – ul (Sv), numeric egală cu 1Gy în cazul radiaţiilor cu η = 1 . In paralel se utilizează încă unitatea denumită rem (roentgen equivalent man), între cele două existând relaţia: 1 Sv = 100 rem
(7.7)
Transferul liniar de energie, LET (Linear Energy Transfer), măsurat în keV/μm, reprezintă energia transferată pe unitatea de lungime a traiectoriei radiaţiei. Efectele biologice ale radiaţiilor depind de această mărime, leziunile induse fiind cu atât mai grave cu cât transferul liniar de energie este mai mare. Dozele letale, DL 50% şi DL 37% , corespund dozelor care omoară 50%, respectiv 37% din indivizii unei populaţii. Doze maxime admisibile Expunerea ţesuturilor vii la iradieri poate conduce la efecte pozitive, utilizate în terapeutică (tratamentul tumorilor maligne, celulele nediferenţiate fiind afectate în primul rând), biologie, chimie, agricultură, dar şi la efecte negative, în special în cazul dozelor mari. Administrarea lor în timp scurt poate provoca accidente cu urmări imediate sau care se manifestă în timp. Pe baza studiilor privind efectele biologice ale radiaţiilor au fost stabilite dozele maxime admisibile, diferenţiat pe două categorii de persoane: • pentru personalul care lucrează la instalaţiile nucleare se admit 5 rem/an; • pentru populaţie se admit 0,5 rem/an dar nu mai mult de 0,1 rem/săptămână şi 2 mrem/oră.
93
Întrebări
1. Ce reprezintă radiaţiile electromagnetice şi care sunt regiunile care alcătuiesc spectrul electromagnetic? 2. Prin ce se deosebesc radiaţiile ionizante de cele neionizante? 3. Care sunt modurile de interacţiune dintre radiaţiile neionizante şi materie? Dar efectele lor? 4. Arătaţi care sunt mecanismele primare de interacţiune dintre radiaţiile ionizante şi material vie? 5. Ce reprezintă efectul radiobiologic? 6. Definiţi doza fizică şi doza biologică de radiaţii şi precizaţi unităţile de măsură. Bibliografie
14. Nedelcu, C., 1989 – Interacţia radiaţiilor ionizante cu materia, în „Elemente de radiobiologie vegetală”, coord. Corneanu G., Ed. Ceres, Bucureşti; 15. Săndoiu, Ileana, 2003 – Fizică şi elemente de biofizică cu aplicaţii în agricultură, Ed. Alma Mater, Sibiu; 16. Săndoiu, Ileana, 2005 – Fizica factorilor de mediu, Ed. Elisavaros, Bucureşti; 17. Sears, F.W., Zemansky, M.W., Young, H.D., 1983 – Fizică, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti;
94
Partea a II-a : AGROMETEOROLOGIE CAPITOLUL 8 AGROMETEOROLOGIA Cuvinte cheie: - agrometeorologie - agroclimatologie - sistemul sol – plantă – atmosferă Obiective: - definirea domeniului, locului şi rolului agrometeorologiei 8.1. Domeniul şi obiectivele agrometeorologiei Este cunoscut faptul că producţia agricolă este direct legată de succesiunea de stări ale atmosferei. Factorii climatici intervin fie direct asupra creşterii şi dezvoltării vegetaţiei şi animalelor, fie indirect, prin acţiunea lor asupra nocivităţii sau diseminării dăunătorilor şi bolilor, precum şi asupra stării solului. Practic, în fiecare etapă a gestionării unei exploataţii agricole, fie că este vorba de planificare pe termen lung, decizii pe termen mediu sau scurt, informaţiile meteorologice şi climatologice sunt absolut necesare pentru că ele constituie un mijloc de ameliorare a productivităţii agricole. Agrometeorologia este cunoscută ca ansamblul de mijloace ştiinţifice şi tehnice care, pe baza prelucrării datelor meteorologice şi a celor agronomice, oferă celor ce lucrează în agricultură elemente utile pentru o bună gestionare a exploataţiilor agricole, precum şi bazele necesare dezvoltării şi planificării mediului rural (INRA - Meteo France, 1990). In fapt termenul cuprinde două noţiuni complementare, şi anume agrometeorologia şi agroclimatologia: - agrometeorologia are drept obiectiv exploatarea datelor în timp real, pentru ca, plecând de la analize mai mult sau mai puţin complexe, să se obţină informaţii directe asupra stării mediului şi vegetaţiei, informaţii care să permită optimizarea deciziilor; ea constituie deci o sursă de informaţii variate, valabile pe termen scurt, deosebit de utile în activitatea de gestionare a unei exploataţii agricole; - agroclimatologia care, spre deosebire de agrometeorologie, se bazează pe analiza fişierelor cu date climatice existente; aceasta permite o mai bună apreciere a potenţialelor de producţie ale unui mediu în raport cu o cultură sau un sistem de cultură dat. Agrometeorologia urmăreşte două obiective principale: 1. precizarea efectelor factorilor climatici asupra materialului biologic, solului şi tehnologiei de cultură aplicate; 2. furnizarea informaţiilor care să permită celor implicaţi în activitatea agricolă adoptarea şi ajustarea deciziilor pe termen scurt (1 - 5 zile), mediu (15 zile - 2 luni) şi lung (unul sau mai mulţi ani) pe baza: prognozelor agrometeorologice, zonării agroclimatice şi a studiilor de risc climatic. La ora actuală există o multitudine de aplicaţii operaţionale care se încadrează în aceste obiective principale şi ele cunosc o lărgire continuă. In cele ce urmează amintim câteva dintre acestea, pe parcursul lucrării ele fiind tratate mai pe larg:
95
- cunoscând, de exemplu, cerinţele unei anumite culturi faţă de factorii climatici, este posibil să se identifice regiunile unde această cultură este rentabilă şi să se elimine acele zone unde probabilitatea de ani nefavorabili este mare; - dacă, în plus, se introduce factorul sol, se pot realiza analize pedoclimatice care permit stabilirea potenţialului agropedoclimatic al unei regiuni; - alegerea, pe cât posibil, a acelor varietăţi sau hibrizi adaptaţi unor anumite caracteristici climatice; - punerea la punct a unor metode destinate reducerii pierderilor datorate accidentelor climatice; - utilizarea prognozelor meteorologice şi a celor agrometeorologice în scopul luării de măsuri de apărare împotriva fenomenelor atmosferice severe (secetă, temperaturi extreme, vânturi puternice); - stabilirea locului şi momentului apariţiei unor boli şi dăunători, apariţie favorizată de anumite condiţii climatice ce pot fi prevăzute de asemenea pe baza prognozelor meteorologice; - elaborarea de modele pentru creşterea şi dezvoltarea culturilor agricole, pentru care factorii climatici constituie parametrii de intrare. 8.2. Sistemul sol – plantă - atmosferă Agrometeorologia, atât în abordarea problemelor teoretice, de cercetare, cât şi a celor operaţionale, trebuie să ţină seama că planta, în mediul său natural, nu este izolată ci este o verigă a unui sistem complex, sistemul sol - plantă - atmosferă (SPA). El poate fi considerat alcătuit din trei subsisteme: sol, plantă şi, respectiv, atmosferă. În fiecare subsistem se desfăşoară procese fizice, chimice şi biologice. Procese fizice pot fi descrise în general cu ajutorul termodinamicii clasice sau al termodinamicii proceselor ireversibile; procesele chimice pot fi descrise cu ajutorul teoriei cinetice a reacţiilor chimice; procesele biologice însă, datorită diversităţii şi complexităţii lor, nu pot fi abordate cu ajutorul unei teorii unitare. În SPA (numit şi continuu sol - plantă - atmosferă) se produc permanente transferuri de energie şi masă, transferuri care au loc la nivelul celor trei interfeţe ale sale: interfaţa sol plantă (reprezentată de sistemul radicular), interfaţa plantă - atmosferă (reprezentată de sistemul foliar sau, mai exact, de stomate) şi interfaţa sol - atmosferă. Descrierea transferurilor necesită cunoaşterea proprietăţilor interfeţelor implicate. 8.3. Datele şi tehnicile utilizate în agrometeorologie Agrometeorologia utilizează ca date de bază datele climatice furnizate de reţeaua meteorologică, datele rezultate în urma activităţii de prognoză meteorologică, date referitoare la sol, date topografice, hărţi ale ocupării terenurilor, precum şi orice altă categorie de date utile gestionării pământului. Toate aceste date pot fi integrate spaţial cu ajutorul Sistemelor Informaţionale Geografice – SIG. Un SIG poate fi definite drept instrumentul care, folosind date de la diverse surse, are capacitatea să le asambleze, organizeze, gestioneze, analizeze şi să le combine în scopul de a elabora şi prezenta informaţii care au o localizare geografică precisă, contribuind în acest fel la gestionarea mediului. Tehnicile utilizate în agrometeorologie sunt îndreptate în două direcţii principale: 1. tehnici ce au drept scop studierea factorilor fizici de mediu, ceea ce presupune atât mijloacele clasice utilizate în mod obişnuit în climatologie şi în monitoringul factorilor de mediu, cât şi cu mijloace moderne cum sunt centralele de achiziţie şi prelucrare a datelor (staţiile automate) sau senzorii de teledetecţie;
96
2. tehnici de observaţii şi măsurători asupra organismelor vii (plantele), specifice nivelului şi scopului investigării; amintim aplicarea metodelor spectroscopice, a celor cristalografice, utilizarea izotopilor radioactivi, a radiaţiilor Roentgen, realizarea de fotografii stereoscopice şi emisferice, digitizări, măsurătorile radiometrice, etc. Agrometeorologia face apel din ce în ce mai mult la modelare. Funcţie de nivelul şi complexitatea studiilor, se utilizează modele generale ale circulaţiei atmosferei, modele meteorologice pentru stratul limită, modele hidrologice şi modele pentru funcţionarea culturilor. Un mijloc de o deosebită actualitate, la care agrometeorologia face apel este teledetecţia. Informaţiile oferite de ea, ca de exemplu, reflectanţa în domeniul vizibil al spectrului electromagnetic, emisivitatea şi temperatura de suprafaţă în domeniul infraroşu termic, temperatura de strălucire şi coeficientul de retrodifuzie în domeniul hiperfrecvenţelor, sunt deosebit de utile. De la aceste informaţii se poate trece la mărimi care privesc direct cultura : talia plantelor, indicele foliar, conţinutul în apă, umiditatea solului, evapotranspiraţia. Avantajul principal oferit de teledetecţie este acela că datele pot fi culese simultan de pe arii întinse, permiţând în acest fel şi transferul de informaţie între diferitele scări spaţiale. Legat de aceste preocupări merită menţionat Proiectul MARS (Monitorig of Agriculture with Remote Sensing) iniţiat de Comunitatea Europeană în anul 1988, la care a participat şi ţara noastră. Principalele activităţi în cadrul acestui proiect vizează: - estimarea suprafeţelor ocupate de diferite culturi într-o regiune sau într-o ţară; - supravegherea stării vegetaţiei şi obţinerea de indicatori ai producţiei (indici de vegetaţie, temperaturi de suprafaţă, ş.a.); - estimarea cu anticipaţie a producţiilor pentru culturile importante; - crearea unui sistem avansat de informare pentru agricultură; - efectuarea de studii pe termen lung, etc. 8.4. Legătura agrometeorologiei cu alte discipline Definirea locului şi rolului agrometeorologiei ca şi abordarea problematicii sale complexe nu sunt posibile decât apelând la o viziune analitică integratoare, care presupune pluridisciplinaritate. Astfel, agrometeorologia apelează la meteorologie, climatologie, fizică (pentru legile care guvernează fenomenele care se petrec în SPA ca şi pentru partea de instrumentaţie), la statistică (necesară în descrierea fenomenelor experimentale ca şi a relaţiilor dintre factorii implicaţi în funcţionarea sistemului), la ecologie, fiziologie şi genetică (pentru studiul organismelor vegetale sau animale), la pedologie şi hidrologie (pentru studiul solului). Ea apelează de asemenea la discipline de graniţă cum sunt biofizica şi bioclimatologia. 1. 2. 3. 4.
Întrebări Ce este agrometeorologia? Care sunt argumentele care plasează această disciplină în programul de pregătire al viitorilor specialişti în managementul agricol? Ce categorii de date utilizează agrometeorologia şi cum pot fi ele obţinute? Care sunt disciplinele care sunt legate de domeniul agrometeorologiei?
Bibliografie 1. Berbecel , O., s.a.(1970) - Agrometeorologie, Ed. Ceres, Bucureşti; 2. Dissescu, C.A. ş.a. (1971) - Fizică şi climatologie agricolă, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucuresti; 3. Săndoiu, Ileana Fulvia (2000) – Agrometeorologie, Ed. Ceres, Bucureşti.
97
CAPITOLUL 9 ATMOSFERA Cuvinte cheie: - atmosfera terestră, aeraţia solului - poluarea atmosferei - structura verticală a atmosferei - mase de aer - fronturi atmosferice - maxim şi minim barometric - vântul - circulaţii locale Obiective: - cunoaşterea compoziţiei şi structurii atmosferei; - cunoaşterea principalelor fenomene meteorologice; - importanţa constituenţilor atmosferici din punctul de vedere al agrometeorologiei. 9.1. Aerul atmosferic şi aerul din sol Atmosfera este învelişul gazos care înconjoară Pământul. Se consideră că ea se întinde pe o grosime de aproximativ 2500 - 3000 km de la suprafaţa acestuia, practic însă neexistând o limită netă care să o separe de spaţiul interplanetar. Modelele atmosferice acceptate indică faptul că circa 50% din masa totală a atmosferei se găseşte în primii 5 km de la suprafaţa solului, 75% în primii 10 km, în primii 20 km găsindu-se aproape toată masa atmosferei (95%). Această masă este estimată la circa 5,2 10 15 tone. 9.1.1. Compoziţia aerului atmosferic Aerul este un amestec de gaze cărora li se adaugă vapori de apă, particule solide şi lichide aflate în suspensie în atmosferă. Până la înălţimea de aproximativ 20 km, principalele elemente componente ale aerului atmosferic pur şi uscat sunt prezentate în tabelul 9.1. Tabelul 9.1 Compoziţia aerului uscat Gazul Cantitatea (%) azot 78.09 oxigen 20.95 argon 0.93 dioxid de carbon 0.03 neon 0.00182 heliu 0.00052 kripton, hidrogen, xenon, ozon, radon, etc 0.00066
98
Tabelul ilustrează faptul că primele patru gaze (azot, oxigen, argon şi dioxid de carbon) alcătuiesc 98 - 99% din volumul total al aerului atmosferic. Observaţii recente arată că aceste gaze sunt amestecate în proporţii constante până la o altitudine de aproximativ 80 km. In afara gazelor, în atmosferă există vapori de apă, constituent atmosferic mult mai variabil ca apariţie în timp şi spaţiu, precum şi cantităţi însemnate de aerosoli. Acestea sunt particule în suspensie (sare marină, praf, materii organice, etc.) ce provin atât din surse naturale cât şi ca rezultat al activităţii antropice. Rolul lor este foarte însemnat: în afara contribuţiei la difuzia radiaţiei solare, la creşterea gradului de poluare al atmosferei, ei constituie nuclei de condensare. Variaţia cu altitudinea a compoziţiei atmosferei. Cu toate că ne-am putea aştepta ca gazele uşoare, în special hidrogenul şi heliul, să devină mai abundente în atmosfera înaltă, amestecul turbulent la scară mare din atmosferă, împiedică această separare chiar la înălţimi de zeci de kilometri faţă de suprafaţa terestră. Variaţiile cu altitudinea care apar în compoziţia atmosferei sunt legate de localizarea surselor a doi dintre constituenţii atmosferici : vaporii de apă şi ozonul. Deoarece ambele absorb o parte din radiaţia solară şi din cea terestră, bilanţul termic şi profilul vertical al temperaturii în atmosferă sunt considerabil afectate de distribuţia acestor două componente. Vaporii de apă reprezintă până la 4% din volumul atmosferei în apropierea suprafeţei solului, dar sunt aproape absenţi peste înălţimi de 10 - 12 km. Ei apar ca urmare a procesului de evaporare la suprafaţa apei şi solului, precum şi din transpiraţia plantelor şi sunt transportaţi la altitudine datorită turbulenţei atmosferei. Ozonul este concentrat în principal între 15 şi 45 km altitudine. Straturile superioare ale atmosferei primesc radiaţie ultravioletă (UV) de la Soare, ceea ce determină ruperea moleculelor de oxigen (la altitudini peste 30 km); atomii de oxigen separaţi pot să se combine cu alte molecule de oxigen şi să dea naştere ozonului : O2 + h ν = 2 O ( λ < 242 nm) O + O2 + M = O3 + M
(9.1) (9.2)
unde M este o moleculă care nu intră în reacţie, dar acţionează ca un al treilea corp care preia energia în exces. Aceste reacţii sunt rare la altitudini de 80 - 100 km datorită rarefierii atmosferei, iar sub 35 km sunt de asemenea puţin probabile datorită faptului că radiaţia UV solară incidentă a fost deja absorbită la nivelele superioare. Ca urmare ozonul se formează în principal între 30 şi 60 km unde aceste ciocniri sunt mai probabile. Ozonul în sine este instabil: ciocnirile cu oxigenul monoatomic pot recrea oxigenul (O3 + O = 2 O2), dar, în principal, ozonul este distrus prin alte reacţii fotochimice cu compuşi ai oxigenului, în particular cu oxizi de azot. Variaţia cu latitudinea şi sezonul a compoziţiei atmosferei. Se datorează în principal tot vaporilor de apă şi ozonului. Conţinutul de ozon este primăvara mai scăzut la latitudini ecuatoriale şi mai ridicat la cele subpolare. In sezonul rece există un transport de ozon către poli. Aici ozonul este înmagazinat în timpul nopţii polare, ducând la îmbogăţirea stratului de ozon primăvara. Mecanismul nu este încă pe deplin explicat. In ceea ce priveşte conţinutul în vapori de apă al atmosferei, variaţia lui cu latitudinea şi sezonul se datorează legăturii strânse cu temperatura aerului. Ca urmare, acesta va fi mai mare vara şi la latitudini mici. Există excepţii de la această regulă, cum sunt cele din cazul marilor deşerturi tropicale. Un alt component al aerului la care se remarcă o variaţie sezonieră este CO2. Ea se semnalează în special în emisfera nordică şi este asociată cu activitatea biosferei (fotosinteză şi respiraţie).
99
Variaţia în timp a compoziţiei atmosferei. Dioxidul de carbon, ozonul, precum şi alte particule din atmosfera cum ar fi pulberile, sunt supuse variaţiilor pe perioade lungi de timp şi aceste variaţii prezintă un interes deosebit datorită efectului lor asupra bilanţului radiativ la suprafaţa Pământului. CO2 este prezent în atmosferă în principal datorită activităţii organismelor vii. Descompunerea substanţelor organice în sol şi arderea combustibililor fosili constituie surse minore de CO2. Totuşi se estimează o dublare a concentraţiei acestui gaz până la mijlocul secolului următor, comparativ cu perioada preindustrială, şi aceasta, în principal ca rezultat al activităţii umane. CO2 are un efect semnificativ asupra temperaturii globale, în special datorită absorbţiei radiaţiei terestre. Studii recente arată de asemenea creşteri, ca rezultat al activităţii umane, ale concentraţiilor şi altor gaze din atmosferă, cum sunt N2O, CH4, CCl4 , precum şi a clorofluorocarbonaţilor (CCl2F2 şi CCl3F, întâlniţi sub denumirea comercială de Freon 11 şi 12 ), gaze care, ca şi CO2 şi vaporii de apă sunt cunoscute ca gaze cu « efect de seră ». Ele au de asemenea, efect catalitic asupra ozonului. Şi alte particule, cum ar fi sulfaţii, particulele de sol, de asemenea rezultat al activităţii umane, îşi măresc concentraţia, în prezent atingând aproximativ 30% din totalul particulelor solide din atmosferă. In ceea ce priveşte ozonul, se consideră că variaţiile în concentraţia acestuia pot avea, între alte cauze, şi fluctuaţiile radiaţiei solare UV. De altfel, aceasta este una dintre ipotezele avansate pentru explicarea schimbărilor climatice. 9.1.2. Aerul din sol In spaţiul din porii solului, neocupat de apă, se găseşte un amestec de gaze, care constituie atmosfera solului, şi care are o compoziţie asemănătoare cu cea a atmosferei libere. Totuşi, datorită diferitelor procese care au loc în sol, cum sunt respiraţia (rădăcinilor, microorganismelor, etc.) precum şi fermentaţia, conţinutul în CO2 este mai ridicat (0,15 0,65% în sol faţă de 0,03% în atmosferă), în timp ce conţinutul de O2 este mai scăzut în aerul din sol (20,30%) în comparaţie cu cel atmosferic (20,95%). Aerul din sol conţine şi vapori de apă. In funcţie de temperatura din sol, aceştia condensează constituind o sursă secundară de aprovizionare a solului cu apă. De asemenea este semnalată şi prezenţa metanului şi a hidrogenului sulfurat, rezultat al proceselor biologice din sol. Capacitatea de aer sau porozitatea de aeraţie este conţinutul de aer al unui strat de sol dat la umiditatea maximă pe care o poate avea acel sol în condiţii de câmp (Canarache, 1990). Aprecierea condiţiilor de aeraţie din sol se face cu ajutorul a două mărimi şi anume: - limita de aeraţie, LA, care reprezintă umiditatea solului ce corespunde unui conţinut de aer de 10%: PT − 10 (9.3) LA = (%) DA
- indice de deficit de aeraţie, Ida : Ida = w − LA ⋅ 100 CT − LA
(9.4)
în care: PT - porozitatea totală(%) DA - densitatea aparentă (%) w - umiditatea (%) CT - capacitatea totală pentru apă (%).
100
Intre aerul atmosferic şi cel aflat în sol au loc permanente schimburi. Primenirea aerului din sol se realizează prin difuzie şi prin schimbarea în masă a aerului (Pintilie, ş.a., 1985). Difuzia are loc prin spaţiile solului, indiferent de mărime. Primenirea în masă se face datorită factorilor biologici şi fizici ca de exemplu variaţiile de temperatură. Prin încălzire volumul aerului creşte şi o parte iese în atmosferă deoarece nu mai încape în porii solului. Odată cu scăderea temperaturii, volumul de aer existent în sol se contractă ceea ce permite pătrunderea aerului atmosferic. 9.1.3. Aerul - factor de vegetaţie
Plantele au nevoie de un regim favorabil de aer atât pentru organele aeriene cât şi pentru cele aflate în sol. Aerul ca factor de vegetaţie acţionează prin cantitate şi calitate (compoziţie), la acestea adăugându-se intensitatea aeraţiei. Elementele componente ale aerului au o influenţă specifică în viaţa plantelor şi a organismelor vii în general. Oxigenul. Plantele respiră absorbind oxigenul care oxidează o parte din hidraţii de carbon din care rezultă energia necesară pentru sinteza substanţelor proteice şi pentru celelalte activităţi fiziologice ale plantelor. Prin oxidare plantele degajă cantităţi mari de dioxid de carbon (CO2). Oxigenul este necesar şi pentru dezvoltarea bacteriilor aerobe nitrificatoare. Azotul este absorbit de plante, din el formându-se substanţe proteice sub formă de săruri amoniacale şi sub formă nitrică. El constituie unica sursă naturală de compuşi azotaţi din sol. Dioxidul de carbon (CO2) este absorbit de plante prin toate organele verzi şi rădăcini. CO2 din atmosferă asigură creşterea şi dezvoltarea plantelor. In sol, CO2 în cantităţi prea mari poate antrena efecte nedorite cum ar fi asfixierea rădăcinilor şi moartea microorganismelor. Amoniacul (NH3) se găseşte în atmosferă în condiţii normale în cantităţi foarte mici iar în soluri, în special în cele slab aerate, în cantităţi ceva mai mari ca rezultat al descompunerii materiei organice. El constituie o verigă în circuitul azotului în natură. In condiţii de insuficienţă a cantităţii de aer din sol şi fără primenirea acestuia, plantele suferă pe tot parcursul dezvoltării lor. Aerul din sol este indispensabil şi pentru viaţa microorganismelor din sol. Şi excesul de aer din sol are efecte dăunătoare prin lipsa apei, conţinutul de apă şi de aer fiind complementare. Optimul cantităţii de aer din sol se situează între 20 şi 30% din volumul total al porilor. Există posibilitatea ca, prin lucrări agrotehnice specifice (afânare, tăvălugire) porozitatea de aeraţie şi deci regimul aerului în sol să fie modificat în sensul dorit (Pintilie,ş.a., 1985; Guş, ş.a., 1998). 9.1.4. Poluarea atmosferei
Efectele nocive ale poluanţilor care se pot găsi la un moment dat în atmosferă se manifestă la nivelul plantelor, al solurilor, iar în final asupra omului. După natura agenţilor poluanţi, întâlnim poluare fizică, chimică, biologică şi radioactivă (Neamţu,ş.a., 1995). Poluarea fizică se datorează degajării unor cantităţi mari de praf, pulberi, fum, care, depunându-se pe frunze, împiedică schimbul de substanţe dintre plante şi mediu. La plante efectele poluanţilor chimici se manifestă prin modificări morfologice şi fiziologice. Iată numai câteva aspecte: Bioxidul de sulf (SO2) şi trioxidul de sulf (SO3), în condiţiile prezenţei apei în atmosferă (ploaie, ceaţă) se transformă în acid sulfuros şi sulfuric care determină apariţia de
101
arsuri şi pete pe organele aeriene ale plantelor. Solurile, în condiţiile acestui tip de poluare, devin mai sărace în humus. Fluorul şi compuşii săi determină degradarea pigmenţilor foliari. Clorul, în concentraţii mari, determină defolieri masive. Oxizii de azot (NO, NO2) pot forma în aer oxidanţi fotochimici cu efecte nocive asupra plantelor. O sursă de poluare chimică o constituie gazele de eşapament care conţin tetraetilplumb - Pb(C2 H5)4 - responsabil pentru intoxicarea cu plumb a plantelor din vecinătatea căilor intens circulate. 9.2. Structura atmosferei 9.2.1. Structura verticală a atmosferei
S-a pus în evidenţă faptul că atmosfera nu este un mediu omogen. In ceea ce priveşte structura verticală, dacă se ia drept criteriu principal distribuţia temperaturii aerului cu înălţimea, se disting cinci straturi (fig.9.1) : troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera şi exosfera. Trecerea de la un strat la altul se face prin intermediul unor zone de tranziţie de circa 2 km fiecare : tropopauza, stratopauza şi mezopauza. Troposfera este stratul atmosferic din imediata vecinătate a suprafeţei solului. Se mai numeşte şi strat de amestec. Grosimea ei este variabilă cu latitudinea (8 - 10 km la poli şi 16 18 km la ecuator) dar se acceptă în general o grosime medie de 10 - 12 km. In troposferă se regăseşte aproximativ 75% din întreaga masă a atmosferei şi aproape totalitatea vaporilor de apă şi a aerosolilor. Temperatura aerului scade cu un gradient termic vertical cuprins între 0,5 şi 1,0°C / 100m, ceea ce face ca, la latitudini mijlocii, temperatura aerului să scadă la limita superioară a troposferei la -50°C , -60°C. In troposferă au loc mişcări orizontale şi verticale ale aerului atmosferic şi tot aici de produc majoritatea fenomenelor meteorologice. In situaţii particulare temperatura aerului creşte cu înălţimea (inversiuni de temperatură) sau poate rămâne constantă pe înălţimi de câteva sute de metri (izotermie).
Fig.9.1 - Structura verticală a atmosferei
102
Troposfera, la rândul ei, se subdivide în troposfera inferioară (0 - 2 km) sau stratul limită planetar, unde se resimte foarte puternic influenţa atmosferei terestre, troposfera mijlocie (2 - 6 km) şi troposfera superioară (6 - 12 km). In zona tropopauzei apar schimburi importante între troposferă şi stratosferă. Astfel, în stratosferă penetrează urme de vapori de apă, în timp ce aerul uscat, bogat în ozon, din stratosferă pătrunde în troposferă. Stratosfera conţine cea mai mare parte din ozonul atmosferic, maximul de densitate aflându-se la aproximativ 22 km. De asemenea, maximul de temperatură asociat cu absorbţia radiaţiei UV de către ozon se produce în stratopauză, unde temperatura poate depăşi 0°C. In zona tropicală, la altitudini de 18 - 30 km s-au pus în evidenţă vânturi cu regim cvasi- bienal: 12 - 13 luni bat din direcţie estică, după care pentru o perioadă egală, dinspre vest. Mezosfera face parte din atmosfera înaltă. Temperatura medie în acest strat descreşte până la circa -90°C la altitudini de 80 km. Peste această altitudine, temperatura începe din nou să crească odată cu creşterea altitudinii. Vara, uneori pot fi observaţi aici nori argintii a căror prezenţă pare să fie datorată particulelor de praf meteoritic care acţionează ca nuclei de condensare pentru urmele de vapori de apă. Termosfera este stratul în care aerul atmosferic este extrem de rarefiat iar temperatura creşte cu creşterea altitudinii datorită absorbţiei radiaţiei UV extreme (λ< 0.2 µm) de către oxigenul molecular şi atomic, ceea ce face ca temperatura să depăşească 1200 K. Peste 100 km atmosfera este din ce în ce mai puternic afectată de radiaţiile X şi UV provenite de la Soare, care determină ionizarea particulelor existente aici. Aurorele Boreală şi Australă iau naştere prin penetrarea particulelor ionizate de la circa 300 km la circa 80 km, în zonele de 20 - 25° latitudine. Termenul de ionosferă este utilizat pentru stratul situat între 100 şi 300 km unde există o densitate crescută de electroni şi molecule (atomi) ionizate. Ionosfera permite reflexia undelor electromagnetice, facilitând prin aceasta radiocomunicaţiile. Exosfera este regiunea care, peste altitudinea de 500 km, realizează trecerea gradual de la atmosfera terestră la « gazul » interplanetar. Aici se găsesc atomi de oxigen, hidrogen şi heliu, din care o parte ionizaţi şi care formează o atmosferă extrem de rarefiată. Particulele încărcate electric sunt concentrate în două benzi situate la aproximativ 3 000 şi, respectiv 16 000 km distanţă de Pământ (centurile Van Allen). 9.2.2. Structura orizontală a troposferei. Fronturile atmosferice
Observaţiile şi analiza condiţiilor meteorologice au pus în evidenţă evoluţia, uneori brutală a anumitor elemente meteorologice cum ar fi direcţia vântului, temperatura şi umezeala aerului. Acestea au condus la concluzia că atmosfera (troposfera) nu este omogenă nici pe orizontală. Ea constituie un ansamblu de mase de aer, porţiuni mai mult sau mai puţin omogene, separate unele de altele prin zone de tranziţie (discontinuitate). După originea lor geografică masele de aer se împart în patru tipuri principale: mase de aer arctic (simbol A), polar (P), tropical (T) şi ecuatorial (E). Fiecare tip principal se împarte în două subtipuri, funcţie de natura suprafeţei subiacente: maritim (m) şi continental (c). Excepţie fac masele de aer ecuatorial, care, indiferent de natura suprafeţei subiacente, au aceleaşi caracteristici (foarte calde şi umede). Alte criterii de clasificare ţin cont de temperatură (mase de aer cald şi, respectiv, mase de aer rece) precum şi de gradul de stabilitate. Fronturile atmosferice sunt zonele de tranziţie sau, în mod convenţional, suprafaţa de discontinuitate dintre două mase de aer din troposferă. Pe hărţile sinoptice frontul atmosferic apare ca o linie ce reprezintă intersecţia suprafeţei frontale cu suprafaţa terestră sau cu altă suprafaţă de referinţă. Frontul cald este suprafaţa de discontinuitate ce separă o masă de aer
103
cald de una mai rece, masa caldă alunecând deasupra penei de aer rece. In cazul frontului rece, masa de aer rece o substituie mai mult sau mai puţin brusc pe cea caldă. Frontul oclus este un front complex rezultat din contopirea unui front rece cu unul cald. Frontogeneza presupune nu numai diferenţe între proprietăţile termice şi hidrice ale maselor de aer, ci şi caracteristici dinamice diferite. Fronturile atmosferice sunt însoţite de fenomene specifice: în cazul frontului cald nori Cirus, Cirostratus, Cirocumulus, Altocumulus, Altostratus şi Nimbostratus din care cad precipitaţii, iar în cazul frontului rece, nori cu dezvoltare verticală mare (Cumulus şi Cumulonimbus) din care cad ploi intense, de scurtă durată, zăpadă sau grindină. 9.3. Presiunea atmosferică 9.3.1. Definiţii. Unităţi de măsură
Presiunea atmosferică este un element meteorologic important, de variaţia căruia se leagă principalele procese care au loc în atmosferă. Ea se defineşte ca greutatea unei coloane de aer cu secţiunea unitară, care se întinde de la suprafaţa Pământului, până la limita superioară a atmosferei. Ca unităţi de măsură se folosesc unităţile obişnuite pentru presiune(Nm-2=Pa în Sistemul Internaţional şi dyncm-2 = barye în Sistemul CGS) ca şi unităţi specifice practicii meteorologice milibarul (mb) sau hectopascalul (hPa) şi milimetrul coloană de mercur (mmHg). Presiunea atmosferică normală este presiunea măsurată la nivelul mării (0 m), la temperatura de 0°C şi la latitudinea de 45 grade şi are valoarea de 760 mmHg sau 1013,250 mbar. Presiunea atmosferică este o mărime scalară. Dacă o mărime scalară are o valoare unic determinată în fiecare punct dintr-o regiune oarecare din spaţiu, totalitatea acestor valori alcătuieşte câmpul mărimii scalare. Aşa se poate vorbi de câmpul temperaturii aerului, câmpul densităţii aerului, câmpul presiunii. 9.3.2. Variaţia presiunii atmosferice cu înălţimea
Datorită faptului că greutatea coloanei de aer care apasă pe unitatea de suprafaţă se micşorează odată cu creşterea înălţimii şi presiunea atmosferică scade cu înălţimea. In meteorologie este importantă cunoaşterea legii după care are loc această variaţie, lege cunoscută sub numele de ecuaţia staticii atmosferei. Ea se stabileşte pe baza ecuaţiei fundamentale a hidrostaticii, aplicată atmosferei: ⎛ M ⋅g⎞ ⎟⎟ p ( z ) = p (0 ) ⋅ exp⎜⎜ − a ⎝ R ⋅ Ta ⎠
(9.5)
în care p(z) - presiunea atmosferică la nivelul “z“ p(0) - presiunea atmosferică la nivelul suprafeţei solului (z=0) Ma - masa molară a aerului atmosferic uscat (0,029 kg mol-1) g - acceleraţia gravitaţională R - constanta gazelor perfecte (8,314 J K-1 mol-1) Ta - temperatura aerului.
104
Relaţia (9.5) pune în evidenţă faptul că presiunea atmosferică scade rapid cu altitudinea, modul ei de variaţie depinzând de variaţia temperaturii aerului cu altitudinea. Pentru aceasta se apelează la diferite modele (atmosferă omogenă, izotermă, politropă, etc.) care permit rezolvarea ecuaţiei (9.5). Luată în ansamblu, atmosfera Pământului nu se încadrează în nici unul din modelele menţionate. Dacă însă este împărţită în straturi, în unele dintre acestea se regăsesc situaţiile particulare menţionate: straturi politrope cu diferite valori ale gradientului vertical de temperatură, straturi de izotermie, straturi de inversiune, precum şi straturi omogene. 9.3.3. Variaţiile periodice şi neperiodice ale presiunii atmosferice
Dacă se analizează evoluţia în timp a câmpului presiunii atmosferice se constată atât variaţii periodice (diurnă şi anuală), cât şi neperiodice. Variaţia diurnă, o dublă oscilaţie, cu două maxime şi două minime, se explică prin acţiunea suprapusă a doi factori, unul de origine termică (variaţia zilnică a temperaturii aerului, cu perioadă de 24 ore) şi celălalt de origine dinamică (fenomenul de maree atmosferică, cu perioadă de 12 ore). Acest tip de variaţie se poate evidenţia la ecuator şi tropice, dar la latitudini mijlocii şi mari, variaţiile neperiodice sunt înlocuite de mari variaţii neperiodice. Variaţia anuală a presiunii atmosferice este determinată de: succesiunea anotimpurilor, latitudinea geografică şi natura suprafeţei subiacente. Această variaţie este slab conturată la ecuator şi la tropice, din cauză că anotimpurile se deosebesc prea puţin unul de altul. La latitudinile mijlocii şi înalte, această variaţie este evidentă şi se pot deosebi trei tipuri: tipul continental, caracterizat printr-o simplă oscilaţie cu un maxim iarna şi un minim vara; tipul oceanic, de asemenea o simplă oscilaţie, dar cu maximul vara şi minimul iarna; tipul intermediar, o dublă oscilaţie, cu maximele primăvara şi toamna şi minimele iarna şi vara. 9.3.4. Forme barice. Relieful baric
Valorile presiunii atmosferice care se înregistrează la staţiile meteorologice, după aplicarea corecţiilor de temperatură şi altitudine, se transpun pe hărţi, obţinându-se astfel repartiţia în spaţiu a valorilor de presiune (câmpul presiunii atmosferice sau câmpul baric). Studiul câmpului baric se face prin trasarea izoliniilor care delimitează regiunile cu aceiaşi valoare a presiunii. Aceste izolinii poartă denumirea de izobare pentru hărţile de la suprafaţa solului şi izohipse pentru hărţile cu distribuţia presiunii la anumite niveluri standard din atmosfera liberă. Ele pun în evidenţă caracteristicile mai importante ale configuraţiei câmpului baric, şi anume formele barice, al căror ansamblu formează relieful baric. Informaţiile furnizate de hărţile pe care se reprezintă câmpul baric la sol şi la niveluri standard în atmosferă sunt fundamentale pentru prognoza stării timpului. Formele barice se transformă, în general, odată cu trecerea timpului: se deplasează în spaţiu, iar în cursul acestor deplasări, evoluează. In cazul în care formaţiunile barice nici nu se deplasează şi nici nu evoluează, câmpul baric este staţionar. Se disting forme barice principale şi secundare. Forme barice principale sunt considerate maximul şi minimul barometric (fig. 9.2) .
105
Fig. 9.2 - Forme barice
Maximul barometric (anticiclonul) este alcătuit din izobare închise cu valori crescătoare către interiorul formaţiunii; starea timpului este frumoasă şi călduroasă vara, geroasă iarna; datorită presiunii ridicate din centrul formaţiunii, aerul are o mişcare descendentă şi, ca urmare a comprimării se încălzeşte, ceea ce face să nu fie întrunite condiţiile pentru condensarea vaporilor de apă. Vânturile sunt divergente, iar în emisfera nordică au sens orar.. Minimul barometric (ciclon sau depresiune) este alcătuit de asemenea din izobare închise cu valori descrescătoare către interior; datorită presiunii atmosferice scăzute, în centrul formaţiunii aerul are o mişcare de ascensiune ceea ce conduce la îndeplinirea condiţiilor pentru condensarea vaporilor de apă. Ca urmare iau naştere nori şi precipitaţii. De aceea starea timpului este în general, urâtă şi ploioasă. Vânturile bat convergent, iar în emisfera nordică în sens antiorar.
După rolul pe care îl au în determinarea proceselor atmosferice şi a stării timpului, maximul şi minimul barometric se numesc, în general, centrii de acţiune ai atmosferei. De importanţă pentru zona geografică în care este situată ţara noastră sunt, aşa cum se va vedea şi în secţiunea care se referă la clima României, patru centrii principali de acţiune şi anume: anticiclonul Azoric, anticiclonul Siberian, depresiunea din Golful Persic şi depresiunea din Islanda. Ca forme barice secundare menţionăm: talvegul depresionar, culoarul depresionar, dorsala anticiclonică, şaua barometrică, etc.
106
9.4. Vântul 9.4.1. Noţiuni generale. Forţele care acţionează în atmosferă
Aerul atmosferic se află în continuă mişcare. Circulaţia maselor de aer generează schimbările bruşte ale stării timpului. Vântul, studiat de dinamica atmosferei, este efectul mişcării aerului, iar cauza nemijlocită o constituie repartiţia neuniformă a presiunii atmosferice. Problema principală a dinamicii atmosferei este determinarea mişcării particulelor de aer în funcţie de masa lor, de rezultanta forţelor care acţionează asupra lor şi de condiţiile iniţiale care determină poziţia şi viteza acestor particule. Principalele forţe care acţionează asupra particulelor de aer sunt: forţa gravitaţională, forţa Coriolis, forţa de gradient, forţa centrifugă şi forţa de frecare. Forţa Coriolis sau forţa geostrofică, acţionează numai asupra particulelor aflate în mişcare şi când această mişcare este raportată la un sistem de coordonate solidar cu Pământul r care efectuează o mişcare de rotaţie cu viteza unghiulară Ω în jurul propriei axe. In emisfera nordică această forţă este îndreptată către dreapta mişcării iar în cea sudică, către stânga. Dacă r V este viteza vântului, forţa Coriolis are expresia: r r r Fc = −2Ω × V (9.6) Forţa gradientului baric (sau forţa presiunii) este forţa care apare ca urmare a distribuţiei neuniforme a presiunii atmosferice. Dacă ne referim la unitatea de masă, ea se poate defini prin relaţia: r 1 G = − ∇p (9.7) ρ ρ fiind densitatea aerului iar ∇ simbolul pentru operatorul gradient. Componenta verticală a forţei gradientului baric este mai mult sau mai puţin echilibrată de forţa gravitaţională. Componenta orizontală, datorată unor cauze termice sau mecanice, este cea care determină mişcarea maselor de aer, adică vântul (se acceptă faptul că vântul este deplasarea aerului practic pe direcţie orizontală, excepţie făcând regiunile cu relief accidentat unde topografia joacă un rol important). Mărimea variaţiei de presiune în planul r orizontal, în direcţia normalei n la izobare, reprezintă gradientul baric orizontal. Forţa de frecare. În deplasarea sa deasupra suprafeţei terestre, aerul atmosferic este în contact cu suprafaţa Pământului sau cu diferite corpuri de pe aceasta, rezultând astfel forţe de frecare externă. In afara frecării externe, între diferitele straturi de aer iau naştere forţe de frecare internă, care scad odată cu înălţimea datorită reducerii densităţii aerului. Frecarea externă este evidentă numai la suprafaţa Pământului şi poate fi considerată proporţională cu viteza şi îndreptată în sens contrar acesteia. Frecarea se resimte în atmosferă pe grosimi cuprinse între 1000 şi 2000 m. Nu se iau în consideraţie aici efectele care apar în regiunile muntoase. Forţa centrifugă apare datorită faptului că în realitate, izobarele nu sunt rectilinii ci curbe. Pentru a studia concret mişcările aerului din atmosferă se face apel la o serie de simplificări sau modele. 9.4.2. Vântul geostrofic şi vântul de gradient
La altitudini situate peste 1500 - 2000 m faţă de suprafaţa terestră mişcarea aerului este determinată practic de forţa de gradient şi de forţa Coriolis. Vântul este numit în acest caz vânt geostrofic iar direcţia lui este paralelă la izobare (fig. 9.3). In emisfera nordică el este
107
situat la dreapta forţei gradientului baric. Cu excepţia latitudinilor joase unde devierea datorată forţei Coriolis se apropie de zero, se admite că vântul geostrofic reprezintă a aproximaţie destul de bună pentru mişcările aerului observate în atmosfera liberă pentru situaţiile în care izohipsele pot fi considerate rectilinii, paralele şi echidistante.
Fig. 9.3 - Vântul geostrofic
Ca şi în cazul vântului geostrofic, vântul real din apropierea solului este situat tot la dreapta forţei gradientului baric, dar nu perpendicular pe aceasta ci sub un unghi de 60° -70°, ceea ce se explică prin influenţa frecării turbulente asupra mişcării aerului. In cele mai multe cazuri izobarele şi izohipsele sunt curbe, ca în cazul maximului şi minimului barometric. Această situaţie presupune şi existenţa forţei centrifuge (numită şi ciclostrofică) pe lângă cele din cazul izobarelor rectilinii, forţă care obligă aerul să urmeze o traiectorie curbă. În aceste condiţii se formează vântul de gradient (fig.9.4). Ca şi în cazul anterior nu se ţine seama de influenţa suprafeţei terestre. Se consideră că vântul de gradient constituie o mai bună aproximaţie pentru situaţiile reale decât cel geostrofic.
Fig. 9.4 - Vântul de gradient Fig. 9.5 - Influenţa frecării asupra direcţiei vântului
108
In apropierea suprafeţei terestre, unde influenţa acesteia nu se mai poate neglija, intervine, pe lângă forţele prezentate, şi forţa de frecare. Aceasta va face ca vântul să bată din ce în ce mai oblic faţa de izobare, înspre direcţia gradientului de presiune (fig. 9.5). Unghiul de deviere (oblicitate) creşte odată cu creşterea frecării cu suprafaţa şi este în medie de 10°-20° deasupra mărilor şi 25°-35° deasupra uscatului. Rezultatul este producerea unei spirale a vântului pe înălţime (spirala Ekman). Pe măsura urcării pe verticală acest unghi cu care vântul real se deosebeşte de cel geostrofic se micşorează şi se roteşte spre dreapta în sensul acelor de ceasornic, până când vântul real va coincide cu cel geostrofic. 9.4.4. Variaţia diurnă şi anuală a vântului. Circulaţii locale
Viteza vântului prezintă oscilaţii mai mult sau mai puţin regulate care pot fi puse în evidenţă mai ales deasupra uscatului şi în condiţii de cer senin. Variaţia zilnică a vitezei vântului în straturile inferioare ale atmosferei este caracterizată prin valori mai mari imediat după amiaza şi valori scăzute noaptea sau în primele ore ale dimineţii. In straturile mai înalte ale atmosferei mersul zilnic al vitezei vântului este invers celei din timpul zilei. Variaţia anuală a vitezei vântului prezintă foarte multe particularităţi determinate de condiţiile locale. Pe continente valoarea maximă se produce vara iar valoarea minimă, iarna. Ca direcţie, variaţiile zilnice se remarcă în cazul unor circulaţii locale. Cele mai reprezentative sunt brizele şi vânturile de deal-vale. Brizele sunt vânturi care iau naştere mai ales pe ţărmurile oceanelor, mărilor sau lacurilor. Ziua ele au direcţia dinspre apă spre uscat, noaptea dinspre uscat spre mare (fig.9.6). Cauza formării brizelor o constituie încălzirea diferită a uscatului si apei în cursul unei zile, determinată de diferenţele dintre însuşirile lor termice. Ziua uscatul se încălzeşte mai mult decât apa ceea ce face ca deasupra uscatului aerul să aibă o mişcare ascendentă şi să fie înlocuit de aerul mai rece care vine de deasupra mării. Se formează astfel briza de zi sau de mare. Noaptea, uscatul se răceşte mai repede decât apa. Deasupra apei aerul capătă o mişcare ascendentă, este înlocuit cu aerul mai rece dinspre uscat, ceea ce determină briza de noapte sau de uscat, de sens contrar brizei de zi. Vânturile de deal-vale (fig.9.7) se datorează încălzirii diferite a unor pante în raport cu văile. Ziua culmile se încălzesc mai mult decât văile şi ca urmare ia naştere o circulaţie dinspre vale spre creastă. Noaptea, datorită răcirii mai accentuate a culmilor în comparaţie cu văile, se crează o circulaţie de sens invers, de la deal spre vale.
Fig. 9.6. Briza mare şi de uscat
109
Fig.9.7 - Vânturile de deal - vale
Fig. 9.8 - Efectul de foehn
Variaţia anuală a direcţiei vântului este strâns legată de circulaţia generală a atmosferei. După direcţia pe care o au în cursul unui an se deosebesc : - vânturi regulate (care au tot timpul anului aceiaşi direcţie) cum sunt alizeele şi contraalizeele; - vânturi periodice (bat circa şase luni într-un sens şi şase luni în sens contrar) , de exemplu musonii; - vânturi variabile (neregulate), care nu bat din direcţii stabile. 9.4.5. Vânturi orografice
Influenţa reliefului asupra vântului este evidentă în special în zona de munte. Reprezentativ din acest punct de vedere este foehnul, vântul cald şi uscat care suflă dinspre munte spre vale. Foehnul se formează în urma escaladării unui masiv muntos de către o masă de aer umed (fig.9.8). In urma ascensiunii aerului pe panta expusă vântului se produce condensarea vaporilor de apă, formarea norilor şi adesea a precipitaţiilor. Aerul coboară pe cealaltă pantă a masivului muntos şi datorită frecării se încălzeşte cu aproximativ 1°C la fiecare 100 m. Acest element esenţial, încălzirea accentuată a aerului pe porţiunea descendentă a muntelui, este însoţit de o serie de alte fenomene cum ar fi intensificări de vânt, scăderi bruşte ale umezelii relative care completează tabloul efectului de foehn. La noi în ţară încălzirile foehnale se înregistrează în special în lunile de iarnă şi afectează zonele pericarpatice din nordul Munteniei şi Moldova. In aceste zone se înregistrează temperaturi maxime de până la 14 - 17 °C într-o perioadă a anului cu o medie multianuală mult mai scăzută. 2.4.6. Vântul şi plantele
Vânturile pot acţiona accidental, în situaţia în care apar ca fenomene deosebite şi viteza lor depăşeşte 30 - 50 km/h, sau sistematic, în acele zone unde există vânturi cu caracter regulat sau periodic. Efectele vânturilor pot fi de ordin mecanic pentru viteze superioare vitezei de 10 km/h, şi, de asemenea de ordin termic şi hidric, indiferent de mărimea vitezei. Aceste efecte se resimt în fiziologia culturilor agricole, modificându-le dezvoltarea şi creşterea. După importanţa acestor efecte într-o anumită regiune se va urmări :
110
- fie determinarea, pe baza prognozelor meteorologice, a zilelor cu vânt prea puternic pentru efectuarea anumitor lucrări (semănat, aplicare de îngrăşăminte, de produse fitosanitare, irigare prin aspersiune, etc.); - fie amenajarea de perdele de protecţie sau de adăposturi acolo unde vânturile sunt sistematice. Acţiunea mecanică a vânturilor
Acţiunea mecanică poate fi, la rândul ei, de "smulgere" sau dinamică (transport de particule). Aceste acţiuni se pot conjuga şi conduc la deteriorarea organelor vegetale ale plantelor. Acţiunea de "smulgere" a vântului poate avea efecte diferite, funcţie de intensitatea lui; amintim aici câteva din aceste efecte : - eroziunea solului ; acest efect apare în special când solul este destul de uscat la suprafaţă şi relativ prăfos (cazul solurilor uşoare); - căderea plantelor, ceea ce conduce la pierderi de recoltă; ea nu este numai rezultatul vântului după perioade de furtună ci şi un efect mecanic al ploii, precum şi un efect biologic datorat sensibilizării ce urmează unei alimentări abundente cu azot sau unor boli; - alte pagube, consecinţe ale deformărilor în cazul vânturilor dominante, ruperii crengilor pomilor din livezi, şi chiar efecte catastrofale la nivelul pădurilor, serelor, adăposturilor. Acţiunea de transport face ca particulele smulse de pe sol să fie purtate la distanţă, vântul devenind astfel coroziv. Rolul de transport este important şi în răspândirea germenilor care sunt la originea anumitor boli, a celor care pot contamina adăposturile, a insectelor sau polenului. Efectele termice şi hidrice
Acestea sunt efectele cele mai sistematice, cu toate că sunt mai puţin vizibile. Transferurile termice şi hidrice între atmosferă şi învelişul vegetal devin mai intense odată cu creşterea vitezei vântului. Prin intermediul bilanţului energetic este posibil să se analizeze efectele vântului asupra temperaturii de suprafaţă şi evapotranspiraţiei, variabile ale căror consecinţe fiziologice şi fitopatologice pentru plantă sunt deosebit de importante. Astfel, vântul contribuie la intensificarea schimburilor şi, ca urmare, temperatura de echilibru este mai scăzută ziua în prezenţa vântului. Ea va fi cu atât mai scăzută cu cât suprafaţa este mai umedă, evaporarea fiind mai intensă. Invers, reducerea vitezei vântului antrenează creşterea amplitudinii termice: ziua temperatura este mai ridicată, noaptea mai scăzută. Acest efect de răcire necesită ca soluţie practică luarea de măsuri de protecţie şi anume măsuri care să reducă viteza vântului. In ceea ce priveşte efectul hidric, cu cât deficitul hidric (de saturaţie) al aerului este mai mare şi cu cât viteza vântului este mai mare, cu atât efectul de uscare va fi mai important. Acest efect poate fi folositor la ieşirea din iarnă şi la începutul primăverii, când apa este în exces.
Mijloacele de diminuare a efectelor dăunătoare ale vântului pot folosi metode pasive sau active. Cele pasive constau în urmărirea prognozelor meteorologice şi cunoaşterea regimului vântului într-o anumită zonă pentru ca, în fiecare moment să se judece oportunitatea diferitelor decizii tehnice care trebuie luate. Mijloacele active de luptă constau în amplasarea de perdele de protecţie fie naturale (arboret, benzi forestiere), sau artificiale.
111
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8.
Întrebări Care sunt principalii constituenţi ai aerului atmosferic şi care este rolul lor ? Ce este aeraţia solului şi cum se realizează? Care este structura verticală a atmosferei ? Ce sunt masele de aer şi cum iau naştere fronturile atmosferice? Care sunt principale fenomene care însoţesc frontul atmosferic cald şi pe cel rece? Ce reprezintă maximul şi minimul barometric şi cum este starea timpului în aceste formaţiuni barice? Care este explicaţia pentru producerea circulaţiilor locale de tipul brizelor şi a vânturilor de deal – vale? Ce este efectul de foehn şi care sunt consecinţele sale?
Bibliografie 1. Neamţu, G., Gh. Câmpeanu, Carmen Socaciu (1995) - Biochimia vegetală, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 2. Ciobanu, M. (1999) - Efectul de foehn , Teză doctorat, Universitatea din Bucureşti; 3. Pintilie, C.,ş.a. (1985) - Agrotehnica, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti 4. Guş, P., A. Lăzureanu, D. Săndoiu, G. Jitărescu, I. Stancu (1998) - Agrotehnica, Ed. Risoprint, Cluj-Napoca; 5. Săndoiu, Ileana (2000) – Agrometeorologie, Ed. Ceres, Bucureşti.
112
CAPITOLUL 10 RADIAŢIA SOLARĂ -
Cuvinte cheie: radiaţia solară radiaţia terestră radiaţia atmosferică bilanţul radiativ efectul de seră radiaţie activă fotosintetic Obiective: cunoaşterea factorilor de care depinde radiaţia solară care ajunge la suprafaţa Pământului; calcularea bilanţului radiativ la suprafaţa solului ; evidenţierea cauzelor efectului de seră şi a consecinţelor acestuia asupra evoluţiei climatului; studiul interacţiunii dintre radiaţia solară şi plante 10.1. Mărimi radiometrice
Aşa cum s-a arătat deja în Capitolul 7 (Biofizica radiaţiilor), radiaţiile corespund unui transfer de energie prin intermediul oscilaţiilor câmpului electromagnetic. Aceste oscilaţii reprezintă undele electromagnetice ce pot fi caracterizate prin lungime de undă λ şi c frecvenţă ν = , c fiind viteza luminii în vid (3 x 10 8m s-1). Mecanica cuantică asociază λ acestor unde particulele numite fotoni. Cantitatea elementară de energie transportată de un h⋅c foton este ε = , cu h = 6,6256 x 10 -34 J s (constanta lui Planck). In acelaşi capitol sunt λ prezentate domeniile spectrului electromagnetic.. Soarele, ca şi alte corpuri (Pământul, Atmosfera) fac parte din categoria izvoarelor termice naturale – constituind prin urmare surse de radiaţii electromagnetice. Suprafeţele naturale sunt, la rândul lor, şi receptori de radiaţii, iar pentru studierea fenomenelor în care este implicată emisia şi interacţiunea acestor radiaţii cu formaţiunile naturale (plante, suprafaţa solului, etc) este necesară precizarea definiţiilor mărimilor radiometrice utilizate. Când ne referim numai la domeniul optic (10-8 - 3,4 x 10-3 m) al spectrului electromagnetic, acestor mărimi li se adaugă şi cele fotometrice. Energia radiantă, Qe ,reprezintă energia transportată de radiaţia electromagnetică şi se măsoară prin capacitatea sa de a efectua lucru mecanic sau de a produce încălzire. Se măsoară în jouli (J). Fluxul energetic sau fluxul de energie radiantă, Φ e , este cantitatea de energie radiantă, integrată pe ansamblul lungimilor de undă, primită, emisă sau transportată pe unitatea de suprafaţă şi în unitatea de timp. Riguros este vorba de o densitate de flux. Unitatea sa de măsură este W m-2.
113
Intensitatea energetică, I e , este fluxul energetic emis de o sursă punctuală, în unitatea de unghi solid dΩ , într-o direcţie dată, caracterizată de unghiul zenital θ şi cel azimutal ϕ (fig. 10.1): dΦe (θ,ϕ ) ( W sr-1) (10.1) I e (θ,ϕ ) = dΩ
Fig. 10.2. Unghiul solid
Fig. 10.1. Geometria care ilustrează definirea intensităţii energetice
Relaţia (10.2) şi figura 10.2 servesc la precizarea noţiunii de unghi solid. Unitatea sa de măsură este steradianul ( sr). dA (10.2) dΩ = 2 r Luminanţa energetică (numită altădată strălucire) , Le , se defineşte pentru o sursă întinsă. Ea este egală cu fluxul radiant care părăseşte sursa într-o direcţie dată, în unitatea de unghi solid şi de către unitatea de suprafaţă aparentă a sursei în acea direcţie: d 2 Φe (θ,ϕ ) 1 ( ) = (W m-2 sr-1) (10.3) Le θ,ϕ dΩ dA ⋅ cosθ Excitanţa energetică (putere emisivă sau radianţă), M e , este puterea radiată într-o emisferă, de unitatea de suprafaţă a unei surse întinse . Matematic se poate exprima ca raportul dintre fluxul emis de un element infinitezimal al suprafeţei sursei şi aria acelui element : dΦ e Me = (W m-2) (10.4) dA
Fig. 10.3. Geometria care ajută la definirea luminanţei energetice
114
Iluminarea (sau strălucirea energetică ), E e , este puterea primită de unitatea de suprafaţă a unui receptor. Într-un punct al suprafeţei considerate ea este raportul dintre fluxul radiant primit de un element infinit mic centrat pe acel punct, Φ er , şi aria dA acelui element: dΦ er (W m-2) (10.5) Ee = dA Definiţiile prezentate se referă la ansamblul spectrului electromagnetic. Există situaţii practice (sensibilitate crescută a unor organisme la anumite radiaţii, mecanisme de interacţiune specifice unui domeniu spectral dat) în care apare necesitatea precizării acestor mărimi numai pentru domenii spectrale limitate. Aceasta impune calculul mărimii respective numai pe domeniul de interes. Se obţin astfel mărimile spectrale corespunzătoare. De exemplu, fluxul energetic spectral Φ emis de o sursă în banda cuprinsă între lungimile de undă λ 1 şi λ 2 se calculează prin integrarea fluxurilor elementare Φ λ măsurate pentru
fiecare lungime de undă λ din intervalul considerat: λ1
Φ = ∫ Φ λ (λ ) dλ
(10.6)
λ2
Reflectanţa spectrală emisferică, ρ( λ ) , se defineşte ca raportul dintre excitanţa M λ ρ reflectată de o suprafaţă plană şi iluminarea sa E λ : Mλρ ρ( λ ) = (10.7) Eλ Reflectivitatea , noţiune cunoscută din optică, este proprietatea materialelor care au suprafeţe reflectătoare şi care au o grosime suficientă pentru a putea fi considerate opace. Transmitanţa spectrală emisferică, τ ( λ ), este dată de raportul dintre excitanţa M λ r
transmisă de o suprafaţă plană prin faţa opusă celei pe care radiaţia este incidentă, şi iluminarea E λ : M τ ( λ ) = λτ (10.8) Eλ Absorbtanţa spectrală emisferică, α ( λ ) , se deduce din principiul conservării energiei:
α ( λ ) = 1 − [ ρ( λ ) + τ ( λ )]
(10.9)
Noţiunea de albedo ( a ) este utilizată pentru a exprima fracţiunea din radiaţia solară reflectată într-o emisferă de către o suprafaţă. Cunoaşterea lui este importantă atunci când se studiază bilanţul radiativ (secţiunea 3.2.7) la nivelul unei suprafeţe (sol, frunză). El reprezintă valoarea medie a reflectanţei spectrale emisferice pentru întreg spectrul solar. In cazul suprafeţelor naturale albedoul depinde de un complex de factori: natura suprafeţei, culoarea, structura, rugozitatea, umezeala, etc. Pentru apă are în general valori foarte scăzute (0,03 0,10) iar pentru zăpadă valori ridicate (0,75 - 0,80). Solurile argiloase lipsite de apă au albedoul 0,20 - 0,35 iar cele umede, 0.10 - 0,20 . Culturile agricole cum ar fi grâul, orezul au un albedo de 0,10 - 0,25 iar pădurile de conifere 0,05 - 0,15. Corpul negru este definit în fizică ca acel corp care absoarbe şi transformă în căldură toată energia radiantă pe care o primeşte, independent de domeniul spectral considerat. Reamintirea legilor după care are loc emisia radiaţiilor de către corpurile negre este utilă
115
deoarece se acceptă faptul că, atât Soarele cât şi Pământul şi atmosfera, se comportă ca nişte corpuri negre. Excitanţa spectrală a unui astfel de corp este exprimată prin funcţia lui Planck : dM ( λ ,T ) 2 π c 2 λ −5 = dλ ⎡ hc ⎤ exp ⎢ ⎥ −1 ⎣ λ kT ⎦
în care:
(10.10)
h - constanta lui Planck (6,6256 x 10 -34 J s) c - viteza luminii (3 x 10 8 m s -1) T - temperatura absolută (K) k - constanta Boltzmann (1,38054 x 10 -23 J K -1)
Între excitanţa şi luminanţa unui corp negru se poate stabili relaţia:
M e = π Le
(10.11)
Excitanţa totală a unui corp negru se obţine prin integrarea funcţiei lui Planck între limitele λ = 0 şi λ → ∞ (legea Ştefan - Boltzmann). Rezultă:
M =σ T 4
(10.12)
σ fiind constanta Ştefan-Boltzmann care are expresia de mai jos: σ=
2 π 5k 4 2
15 c h
3
= 5,6698 × 10 − 8 Wm − 2 K
−4
(10.13)
Legea lui Wien: la o temperatură dată, excitanţa spectrală a unui corp negru variază cu lungimea de undă. Maximul excitanţei spectrale (fig. 3.5) se realizează pentru lungimea de undă dată de relaţia:
λmax =
Cw T
în care C w = 2,897× 10
(10.14) −3
mK.
Emitanţa spectrală a unui corp, ε cλ , se defineşte ca raportul dintre fluxul emis de unitatea de suprafaţă a corpului considerat şi fluxul emis de către unitatea de suprafaţă a unui corp negru, aflat la aceiaşi temperatură T . În condiţiile echilibrului termic, emitanţa spectrală a unui corp este egală cu absorbtanţa sa spectrală, α cλ .
116
Fig. 10.4. Variaţia excitanţei spectrale a corpului negru
Emisivitatea spectrală , ε λ , a unui material dat corespunde valorii limită a emitanţei sale atunci când eşantionul considerat poate fi presupus opac şi are suprafaţa netedă: ε λ =α λ =1 − ρ λ (10.15)
Un corp natural, la temperaturi obişnuite, are excitanţa spectrală mai mică decât cea a unui corp negru aflat la aceiaşi temperatură. Aceasta se datorează faptului că, în realitate, corpurile naturale sunt corpuri gri. Excitanţa lor spectrală este:
M = ε σ T4
(10.16)
Emisivitatea acestor corpuri este independentă de lungimea de undă şi are valoarea cuprinsă între zero şi unu (0 < ε < 1 ) . De exemplu, pentru un înveliş vegetal emisivitatea poate fi considerată egală cu 0,90 - 0,99 , pentru apă 0,92 - 0,97 , pentru solurile argiloase uscate 0,95 iar pentru cele umede 0,97. 10.2. Radiaţia solară, terestră şi atmosferică Radiaţia solară la limita superioară a atmosferei Pentru Pământ, principala sursă de energie o constituie Soarele. Cantitatea de energie primită de Pământ, la limita superioară a atmosferei depinde de următorii factori: cantitatea de energie radiantă emisă de Soare, distanţa Pământ - Soare, unghiul de înălţime a Soarelui, durata zilei. Cantitatea de energie radiantă emisă de Soare. Se consideră că Soarele se comportă ca un corp negru cu temperatura de circa 5900 K. Conform legii Ştefan - Boltzmann energia emisă este în jurul valorii de 73,5x10 6 W m-2 . Datorită distanţei la care este situat Pământul, acesta primeşte numai 0.0005 % din energia emisă (legea distanţelor). Iluminarea unei suprafeţe plane şi orizontale, normală la radiaţiile solare, situată la distanţa medie Pământ -Soare ( d o ) este numită constanta solară ( E so ). Măsurători recente
117
indică pentru constanta solară valoarea de 1367 W m-2 dar, după cum este cunoscut, ea prezintă mici variaţii periodice (< 0.5%) legate de activitatea solară.
Fig. 10.5. Spectrul radiaţiei solare la limita superioară a atmosferei şi la suprafaţa terestră
Distanţa Pământ - Soare. Variaţia în decursul unui an a distanţei Pământ - Soare (d ) , datorată traiectoriei eliptice pe care Pământul o descrie în jurul Soarelui conduce la variaţii în cantitatea de energie radiantă solară primită de către Pământ. Astfel, în luna ianuarie, Pământul primeşte o cantitate de energie solară cu aproximativ 7% mai mare decât în luna iulie. Intervin însă efectele de sens contrar datorate înclinaţiei axei Pământului, circulaţiei generale a atmosferei, precum şi prezenţei uscatului, ceea ce face ca, în emisfera nordică, iarna temperatura să fie mai scăzută iar vara mai ridicată. Unghiul de înălţime a Soarelui (h ) afectează de asemenea cantitatea de energie primită de Pământ. Este unghiul format de razele de Soare cu suprafaţa orizontală şi este dependent de latitudine, sezon şi de momentul din zi. Complementul lui este unghiul zenital θ sau distanţa zenitală. El se poate calcula în funcţie de declinaţia Soarelui, latitudinea locului şi unghiul orar (care defineşte Timpul Solar Adevărat). Cu cât unghiul de înălţime a Soarelui este mai mare, cu atât cantitatea de energie solară primită de unitatea de suprafaţă orizontală este mai mare. Acest lucru este reflectat de legea lui Lambert. Durata zilei. Cu cât durata zilei este mai mare, cu atât va fi mai mare cantitatea de energie radiantă solară primită. Aceasta este funcţie de latitudine şi sezon, ceea ce atrage după sine dependenţa energiei radiante solare de latitudine şi sezon. In concluzie, iluminarea energetică E e h a unei suprafeţe plane şi orizontale situată la limita superioară a atmosferei este dată de relaţia (3.17) care ilustrează acţiunea factorilor de care aceasta depinde: 2 2 ⎛do ⎞ ⎛do ⎞ ⎟ ⎟ ⎜ E eh = E so ⎜ cosθ = E so sin h (10.17) ⎜ d ⎟ ⎜ d ⎟ ⎠ ⎠ ⎝ ⎝ Dacă se integrează iluminarea energetică E e h pe un interval de timp (t1 , t 2 ) se
obţine este expunerea energetică sau insolaţia (energia radiantă primită de unitatea de suprafaţă orizontală în intervalul de timp considerat):
118
⎛d H e = E so ⎜⎜ o ⎝ d
⎞ ⎟⎟ ⎠
2 t2
∫ cos θ dt
(10.18)
t1 Radiaţia solară care ajunge la limita superioară a atmosferei este în principal de undă scurtă (0.25 - 4 µm) cu un maxim situat la aproximativ 0.5 µm (fig. 3.6). Din aceasta, circa 9% reprezintă radiaţie situată în domeniul ultraviolet, 45% în domeniul vizibil, iar restul de 46% în domeniul infraroşu. Radiaţia solară care ajunge la suprafaţa Pământului La traversarea atmosferei terestre, radiaţia solară suferă modificări cantitative şi calitative datorită fenomenelor de absorbţie şi difuzie. Intensitatea acestor fenomene este proporţională cu parcursul prin atmosferă, x , care depinde de unghiul de înălţime a Soarelui şi care în meteorologie se obişnuieşte să se exprime în mase atmosferice, m , luându-se ca referinţă masa atmosferică pe direcţie verticală ( m o = 0 ) :
⎛ p ⎞ x = m = ⎜⎜ ⎟⎟ cosθ ⎝ po ⎠ în care
(10.19)
p - presiunea atmosferică p o - presiunea atmosferică la nivelul mării.
Absorbţia radiaţiei solare. O primă modificare pe care radiaţia solară care traversează atmosfera o suferă este datorată absorbţiei selective de către gazele şi vaporii de apă din atmosferă. Se remarcă în particular (fig. 3.6) : absorbţia datorată vaporilor de apă la 1100, 1400, 1600 şi 1900 nm (din punct de vedere cantitativ este cea mai însemnată); absorbţia radiaţiilor solare cu lungimi de undă mai mici de 300 nm de către ozon, care asigură astfel protecţia organismelor vii împotriva radiaţiilor UV; absorbţia radiaţiilor cu lungimile de undă de 2750, respectiv 4250 nm datorată prezenţei CO2 ; absorbţia radiaţiilor cu lungimile de undă de 690 şi 760 nm de către oxigen. Dacă se analizează transmitanţa spectrală a atmosferei, se constată că atmosfera este relativ transparentă pentru radiaţia solară în domeniul vizibil iar în infraroşu termic, numai pentru domeniul 8 - 14 μm. Benzile în care atmosfera este transparentă sunt numite ferestre atmosferice. Ele au un rol important în schimburile radiative şi în studierea suprafeţei terestre prin teledetecţie. Difuzia atmosferică este datorată interacţiunii radiaţiei solare cu moleculele constituenţilor atmosferici şi cu aerosolii aflaţi în suspensie în aer şi are ca rezultat modificarea compoziţiei spectrale a radiaţiei solare ce traversează atmosfera. Difuzia decurge conform legii lui Rayleigh atunci când moleculele de gaz au dimensiuni foarte mici în raport cu lungimea de undă a radiaţiei ( d < λ ), fiind selectivă (şi anume invers proporţionala cu λ4 ). Ca urmare, cel mai puternic împrăştiate vor fi radiaţiile cu lungime de undă mică. Pentru aerosoli şi picături fine de apă, care au diametre mai mari cu câteva ordine de mărime decât λ , difuzia depinde foarte puţin de lungimea de undă (difuzie neutră Mie), afectând practic în acelaşi mod toate radiaţiile spectrului solar. Atenuarea pe care o suferă radiaţia solară la traversarea atmosferei datorită fenomenelor menţionate poate fi descrisă printr-o relaţie asemănătoare legii BouguerLambert): 2 ⎛ do ⎞ E s = E so ⎜⎜ (10.20) ⎟⎟ ⋅ exp − k A + k R + k M x ⎝ d ⎠
[(
)]
119
E s fiind iluminarea la nivelul suprafeţei Pământului (componenta directă) iar
k A , kR , kM
coeficienţi de atenuare corespunzători absorbţiei, difuziei Rayleigh şi, respectiv, difuziei Mie. Radiaţia globală. Iluminarea unei suprafeţe orizontale, de la suprafaţa terestră, E g ↓ , va avea două componente : o componentă ce provine direct de la discul solar (componenta directă E s cosθ ) şi o componentă difuză E d ↓ care provine de la totalitatea bolţii cereşti, cu excepţia discului solar: E g ↓ = E s cosθ + E d ↓ E g ↓ astfel definită este cunoscută ca radiaţia globală. Precizare: simbolurile
↓ , ↑ se
(10.21)
utilizează conform recomandărilor Organizaţiei Meteorologice
Mondiale pentru a indica direcţia (descendentă sau ascendentă) fluxurilor energetice implicate.
Efectul altitudinii şi expunerii suprafeţelor La latitudinile mijlocii, intensitatea radiaţiei solare incidente creşte în medie cu 5 15% la fiecare 1000 m creştere în altitudine. Aceasta se datorează reducerii grosimii masei de aer de deasupra suprafeţei considerate, şi, ca urmare, faptului că aceste suprafeţe primesc considerabil mai multă radiaţie solară directă în cazul cerului senin, comparativ cu suprafeţele situate la nivelul mării. Corespunzător, la altitudine apare şi o diminuare a radiaţiei terestre (secţiunea următoare) datorită densităţii reduse a aerului de deasupra suprafeţei. Prezenţa nebulozităţii, asociată de cele mai multe ori regiunilor montane, face ca efectul global al altitudinii să fie dependent de mai mulţi factori şi să nu poată fi generalizat. Relieful afectează cantitatea de radiaţie incidentă nu numai prin altitudine ci şi prin expunere şi pantă. Astfel, pantele cu expunere sudică primesc o cantitate mai mare de energie solară decât cele cu expunere nordică. Expunerea şi panta influenţează de asemenea şi durata iluminării directe, ceea ce, împreună cu celelalte probleme expuse prezintă un interes practic deosebit. Radiaţia terestră Se admite că suprafaţa terestră se comportă aproape ca un corp negru care emite în domeniul spectral 3 - 100 μm, având maximul situat la aproximativ 10 μm. Emitanţa sa spectrală M L↓ este numită în mod curent radiaţie terestră :
M L↓ = ε s ⋅ σ ⋅ Ts4
(10.22)
ε s fiind emisivitatea suprafeţei terestre (aproximativ 0,8) iar Ts temperatura sa.
Indicele “L“ este asociat simbolului emitanţei pentru a sublinia faptul că aceasta este o radiaţie de undă lungă. Radiaţia terestră este aproape în totalitate absorbită de atmosferă cu excepţia radiaţiei situate în fereastra atmosferică 8 - 14 μm. Radiaţia atmosferică Atmosfera emite un flux de radiaţii infraroşii (de undă lungă) care este în principal rezultatul radiaţiilor emise de către vaporii de apă, dioxidul de carbon şi ozon. Emitanţa atmosferei (radiaţia atmosferică) se situează practic în domeniul 5 - 100 μm şi poate fi asimilată cu cea a unui corp negru cu temperatura Ta :
120
M La = σ ⋅ Ta4
(10.23) In relaţia (3.23) poate fi inclusă şi emisivitatea proprie a atmosferei, ε a , dacă valoarea sa, care depinde în primul rând de cantitatea de vapori de apă din atmosferă, este mult mai mică decât 1. Radiaţia atmosferică este emisă atât în direcţia suprafeţei solului cât şi în direcţie opusă. Conform definiţiilor mărimilor radiometrice, ceea ce se emite în direcţia suprafeţei solului poate fi considerată egală cu iluminarea suprafeţei terestre, datorată atmosferei, ELa↓ :
M La ↑ = E La ↓
(10.24)
10.3. Variaţia zilnică şi anuală a radiaţiei solare
Incidenţa variabilă a razelor de soare (unghiul de înclinaţie variabil) face ca radiaţia solară care ajunge pe suprafaţa terestră şi, odată cu ea şi celelalte elemente meteorologice, să prezinte variaţii periodice (zilnică, respectiv, anuală) care diferă cu latitudinea. (fig.10.6). La latitudinile mijlocii, la care este situată ţara noastră, se remarcă o simplă oscilaţie, atât în cazul variaţiei zilnice, cât şi al celei anuale.
Fig.10.6 - Variaţia zilnică şi anuală a energiei radiante solare
10.4. Bilanţul radiativ la suprafaţa Pământului. Efectul de seră
Bilanţul radiativ la nivelul unei suprafeţe implică considerarea tuturor “câştigurilor“ şi ∗
“pierderilor“ radiative. Radiaţia netă, E ,corespunde sumei algebrice a acestora la suprafaţa terestră. “Câştigurile“ sunt reprezentate de radiaţia globală( E g ↓ ) şi radiaţia atmosferică ( E L ↓ ) iar “pierderile“, de radiaţia terestră ( M Ls ↑ ) şi fracţiunile reflectate de suprafaţă, din
radiaţia globală şi cea atmosferică: M g ↑ = a E g ↓ ( a fiind albedoul suprafeţei) şi respectiv
(1 − ε )σ Ta4
(fig. 10.7).
121
Fig. 10.7. Schimburile radiative la interfaţa sol-atmosferă
Radiaţia netă va fi :
(
)
E ∗ = E g ↓ − M g ↑ + (E L ↓ − M L ↑ )
(10.25)
Dacă se înlocuiesc mărimile implicate prin expresiile lor, se obţine:
[ − εσ (T
]
E ∗ = (1 − a )E g ↓ + σTa4 − (1 − ε )σTa4 − ε σTs4 =
= (1 − a )E g ↓
4 s
− Ta4
)
(10.26)
La scara unei zile, integrarea radiaţiei nete permite estimarea expunerii energetice ∗
(insolaţiei) H . Radiaţia netă şi componentele sale variază în cursul unei zile. Ziua acest bilanţ este pozitiv, având drept consecinţă acumularea de căldură în sol iar noaptea, negativ, solul pierzând căldură. Valoarea radiaţiei nete este strâns legată de starea suprafeţei solului prin dependenţa sa de albedo, emisivitate şi temperatură. Pe lângă variaţiile din cursul unei zile, radiaţia netă prezintă variaţii legate de anotimp şi de poziţia geografică a suprafeţei considerate. Efectul de seră Efectul de seră constă în modificarea bilanţului radiativ legată de proprietatea pe care o au anumite materiale de a absorbi radiaţiile termice (terestră şi atmosferică) şi de a lăsa să treacă, fără o atenuare exagerată, radiaţia solară. Această modificare corespunde unei reduceri a pierderilor de energie, şi, ca urmare unei creşteri a temperaturilor la nivelul solului sau a învelişului vegetal. In cazul concret al serelor, efectul este dependent de proprietăţile de transmisie selective ale materialelor care realizează acoperirea. Unele din materialele utilizate în acest scop împreună cu coeficienţii de transmisie corespunzători pentru radiaţia solară (de undă scurtă) şi cea infraroşie, sunt prezentate în tabelul 10.1.
Tabelul 10.1 Coeficienţii de transmisie pentru principalele materiale de acoperire folosite la sere (după Boulard, ş.a., 1995) sticlă PVC(clorură de Polietilenă polivinil) Radiaţia solară 0,85 0,80 0,80 Radiaţia IR termic 0 0.30 0,80
122
Efectul de seră poate fi pus în evidenţă cel mai simplu în cazul bilanţului nocturn: se consideră o suprafaţă, sol sau vegetaţie (fig.10.8). In situaţia obişnuită, din câmp, dacă se neglijează fracţiunea din radiaţia atmosferică reflectată de suprafaţă, radiaţia netă va fi :
E ∗ = EL↓ − M L↑
(10.27)
In prezenţa unui material ca sticla sau polietilena aflat la o înălţime deasupra solului, materialul absoarbe o mare parte din radiaţiile terestră şi atmosferică şi emite la rândul său atât înspre sol cât şi în direcţie opusă. Radiaţia netă va fi în acest caz: 1 1 E ∗ = EL↓ + M L↓ − M L↓ (10.28) 2 2
Fig. 10.8. - Efectul de seră
Măsurătorile (Boulard, ş.a.,1995) au condus la următoarele valori: M L ↑ = 325Wm −2 E L ↓ = 250 Wm −2
E ∗ = −75Wm −2 în absenţa materialului acoperitor E ∗ = −38Wm −2 în cazul acoperirii cu sticlă şi E ∗ = −67 Wm −2 în cazul acoperirii cu polietilenă, rezultat explicabil pe baza proprietăţilor sale transmisive. Condensarea vaporilor de apă care are loc pe faţa internă a materialelor utilizate pentru acoperire, determină accentuarea efectului de seră. Trebuie menţionat de asemenea faptul că prezenţa unui material ca sticla, polietilena, etc. nu modifică numai bilanţul radiativ ci şi schimburile convective între suprafeţele considerate şi atmosferă precum şi schimburile de masă. Luarea în consideraţie a tuturor acestor schimburi este necesară pentru a cunoaşte condiţiile de mediu în care se află plantele şi direcţiile în care trebuie acţionat pentru modificarea lor. . Efectul de seră şi evoluţia climatului. Consecinţe pentru producţia agricolă In cazul atmosferei, prin efect de seră se înţelege încălzirea straturilor de aer din atmosfera joasă, datorită transparenţei aerului pentru radiaţia solară, în principal pentru lungimile de undă scurte şi, în acelaşi timp, absorbţiei parţiale a radiaţiei infraroşii de către unii constituenţi atmosferici. De acest efect sunt responsabili compuşi aflaţi în concentraţii foarte mici în atmosferă: vaporii de apă, dioxidul de carbon (CO2), metanul, (CH4), oxidul de azot (N2O), ozonul (O3) şi, mai recent, freonul (CFC). Ponderea cea mai însemnată o are dioxidul de carbon (50%), după care urmează freonii (22%), metanul (13%), ozonul (7%), oxizii de azot (5%) şi vaporii
123
de apă (3%). În cea mai mare parte prezenţa precum şi creşterea concentraţiei lor (tabelul 10.2) se datorează activităţii antropice: arderea combustibililor fosili, despăduriri, dezvoltarea agriculturii, a industriei chimice, etc. Tabelul 10.2 Evoluţia concentraţiilor principalelor gaze cu efect de seră din atmosferă şi potenţialul lor de încălzire pe unitatea de volum, comparativ cu cel al CO2 (după Guyot, 1997 şi Marica, 2000) Gazul CO2 CH4 N2O CFC11 CFC12 (ppmv) (ppmv) (ppbv) (pptv) (pptv) In perioada preindustrială 280 0,80 288 0 0 In 1995 360 1,70 310 280 484 Creşterea anuală 0,5% 0,9% 0,25% 4% 4% Potenţialul de încălzire 1 32 160 14 000 17 000 ppmv - părţi pe milion (10-6),volumic; ppbv - părţi pe miliard (10-9), volumic, pptv - părţi pe bilion (10-12), volumic.
Studierea evoluţiei temperaturi medii globale pe termen foarte lung evidenţiază o bună concordanţă între valorile acesteia şi concentraţiile CO2 şi CH4 din atmosferă (fig.10.9).
Fig. 10.9. Variaţia temperaturii medii globale şi a concentraţiilor de CO2 şi CH4 în decursul ultimilor 160 000 ani (după Lorius, 1991).
124
Datele de temperatură (medii globale) înregistrate de la începutul epocii industriale (mijlocul secolului trecut) au evidenţiat pentru emisfera nordică o creştere de ordinul a 0,5°C (OMM, 1982). Pentru a evalua efectele creşterilor viitoare a concentraţiei gazelor responsabile de încălzire s-a apelat la modelele de circulaţie generală a atmosferei (GCMs) care îşi propun să simuleze sistemul climatic global. Aceste modele, ca de exemplu, CCCM (Canadian Climate Center Model) şi GISS (Goddard Institute for Space Studies) au fost aplicate pentru a studia răspunsul sistemului în cazul diferitelor scenarii climatice care presupun dublarea concentraţiei de CO2 până în anul 2050. Modelele prognozează o încălzire a straturilor joase ale atmosferei (de 1,9 - 5,2°C până la sfârşitul secolului 21), concomitent cu răcirea straturilor mai înalte (Delecolle, 1995). In ceea ce priveşte precipitaţiile, se consideră că la nivel global ele nu se vor modifica sau se vor modifica foarte puţin. Totuşi se va asista la o intensificare a secetei (scăderea umidităţii solului) ca urmare a diminuării volumului zăpezii. Asupra acestui subiect se va reveni în cadrul capitolului referitor la schimbările climatice. Este evident faptul că aceste schimbări climatice vor avea repercusiuni economice şi sociale deosebite. Unul din domeniile în care consecinţele vor fi însemnate este agricultura. Interesul internaţional pentru problematica efectului de seră este ilustrat şi de faptul că peste 150 de ţări au semnat în 1992 la Rio de Janeiro Convenţia Cadru a Naţiunilor Unite asupra Schimbărilor Climatice (UNFCCC - United Nations Framework Convention on Climate Change) prin care se inventariază gazele cu efect de seră, se stabilesc măsurile de limitare a emisiilor şi de adaptare la schimbările climatice. Aceste obligaţii au fost reluate şi în Protocolul de la Kyoto al Convenţiei (1998). In scopul studierii impactului asupra agriculturii, Comunitatea Europeană a iniţiat o serie de programe printre care ENVIRONMENT, EPOCH, CLIVAR, COST. Impactul estimat al schimbărilor climatice asupra culturilor şi producţiei agricole înseamnă în linii mari: - reducerea duratei ciclurilor de vegetaţie ca urmare a creşterii temperaturii aerului; - diminuarea perioadelor de acumulare a produselor de producţie; - producţii potenţiale mai mari (ca urmare a creşterii cantităţii de CO2 şi deci a asimilaţiei); - creşterea eficienţei de utilizare a apei. O serie de alte efecte, indirecte, cum ar fi problemele legate de sol, de competiţia cu buruienile, etc., nu pot fi uşor evaluate. Aceste concluzii trebuie încă verificate datorită, pe de o parte incertitudinii predicţiilor climatice şi, pe de altă parte, insuficientei înţelegeri a implicării factorilor climatici în procesele de creştere, dezvoltare a plantelor şi formare a producţiei. Modificarea nivelului de producţie va fi diferit de la o regiune la alta iar reacţiile fiecărei culturi, de asemenea specifice. Cu toate că rezoluţia modelelor climatice amintite rămâne încă redusă, aplicarea lor pentru România a condus la următoarele rezultate (Marica, 2000) : pentru zonele sudice se estimează o creştere anuală a temperaturii cu 3,9 - 4,4°C şi o variaţie lunară a precipitaţiilor de la -47% la +81% faţă de condiţiile actuale. Precipitaţiile vor creşte în timpul toamnei şi iernii şi vor fi mai reduse în sezonul de vară. Studierea efectelor modificărilor climatice asupra biomasei a fost realizată cu ajutorul modelelor de tip CERES (capitolul 10). Pentru situaţia din România, rezultatele obţinute prin simulare cu modelul CERES-Wheat (Marica, 2000) arată că producţia de grâu va creşte faţă de condiţiile actuale cu 15 - 21%, creştere datorată efectului pozitiv al dublării concentraţiei de CO2 din atmosferă asupra fotosintezei, ceea ce contracarează efectul negativ al scurtării perioadei de vegetaţie prin creşterea temperaturii. In acelaşi timp, eficienţa de utilizare a apei (raportul dintre producţie şi evapotranspiraţie) va creşte faţă de cea din condiţiile actuale cu 14 - 59%. Pentru porumb, simulările cu modelul CERES-Maize pun în evidenţă în general
125
creşterea semnificativă a producţiei în cazul porumbului neirigat şi o scădere a producţiei la neirigat, consecinţă a scurtării sezonului de vegetaţie prin creşterea temperaturilor la care se adaugă lipsa apei în fazele critice. Pe lângă previziuni legate de schimbările climatice şi consecinţele acestora, organismele abilitate, cum este IPCC (Intergovernamental Panel on Climate Change - Grupul Interguvernamental asupra Schimbării Climei) sunt preocupate şi de elaborarea de strategii de răspuns. Acestea se îndreaptă în principal în două direcţii: mijloace de limitare şi reducere a emisiilor de gaze cu efect de seră şi elaborarea de măsuri de adaptare la schimbările previzibile care să micşoreze impactul negativ asupra mediului. In afara unor strategii generale se recomandă şi măsuri agricole care au ca efect potenţial reducerea emisiei gazelor cu efect de seră: utilizarea practicilor agricole de conservare a solului pentru reducerea emisiei de CO2, alternarea compoziţiei fertilizanţilor, asimilarea CO2 prin creşterea biomasei, acoperirea solului cu culturi de iarnă (Marica, 2000). 10.5. Radiaţia solară şi plantele. Modelarea producţiei fotosintetice potenţiale Răspunsul plantelor la acţiunea luminii Plantele care conţin clorofilă sunt singurele organisme capabile să capteze o mică parte din energia solară şi să o transforme în substanţe organice. Din această cauză studierea interacţiunii dintre radiaţia solară, unul din factorii de vegetaţie de primă importanţă, şi plante prezintă un interes deosebit. Această interacţiune este complexă ca şi răspunsurile plantelor la acţiunea stimulului luminos (fotosinteză, fotomorfogeneză, fototropism, fotonastie, fotoperiodism). Reacţiile plantelor la acţiunea luminii depind de : 1. caracteristicile stimulului luminos; 2. modul de interacţiune dintre radiaţiile electromagnetice în general şi plante; 3. modificarea caracteristicilor stimulului luminos la pătrunderea în interiorul unui înveliş vegetal; 4. modul de utilizare a radiaţiilor din diferite domenii spectrale (în fotosinteză, în fotomorfogeneză, etc). Caracteristicile stimulului luminos De interes pentru interacţiunile radiaţiei solare cu plantele sunt durata de iluminare, intensitatea şi compoziţia luminii. Durata de iluminare reprezintă numărul de ore din zi în care plantele beneficiază de acţiunea luminii. După reacţia lor la durata iluminării plantele pot fi împărţite în plante de zi lungă (orzul, sfecla, grâul, secara ) la care ziua lungă favorizează înflorirea şi fructificarea şi plante de zi scurtă (porumbul, soia) care înfloresc şi fructifică în condiţii de zi scurtă. Intensitatea. S-a constatat că lumina mai intensă influenţează favorabil înflorirea, fructificarea, rezistenţa de cădere, compoziţia chimică a recoltei, culoarea şi gustul fructelor. (Guş ş.a., 1998). Unele plante ca bumbacul, floarea-soarelui, sfecla de zahăr, preferă intensităţi crescute ale luminii în timp ce altele cum ar fi inul de fuior, dovleacul, fasolea, trifoiul, cânepa, preferă lumina slabă, difuză ceea ce le recomandă pentru versanţii cu expunere nordică şi sub formă de culturi intercalate. Compoziţia. S-a constatat că radiaţiile roşii şi cele galbene au cea mai mare importanţă pentru fotosinteză şi pentru sinteza hidraţilor de carbon, iar cele albastre pentru sinteza
126
substanţelor proteice. De asemenea raportul dintre radiaţia roşie şi cea infraroşie important în fotomorfogeneză şi fotoperiodism.
este
Interacţiunea dintre radiaţiile electromagnetice şi plante Parcursul, cantitatea de radiaţie solară şi calitatea ei, la suprafaţa şi în interiorul învelişului vegetal sunt rezultatul mecanismelor complexe de interacţiune dintre radiaţie şi vegetaţie. Modul în care decurg aceste mecanisme depinde de : - caracteristicile radiaţiei incidente (compoziţie, direcţia de incidenţă pentru radiaţia directă, distribuţia unghiulară a radiaţiei difuze); - arhitectura învelişului vegetal; - proprietăţile optice ale vegetaţiei şi solului. Radiaţia incidentă poate fi tratată ca undă electromagnetică purtătoare de energie radiantă sau, în unele tipuri de interacţiuni sau procese fiziologice, ca număr de fotoni (implicaţi în proces) într-un domeniu spectral. Acest număr se exprimă în einsteini (simbol E): 1E = N A ⋅hν (10.29) în care hν este energia transportată de un foton iar N A - numărul lui Avogadro (6,6023 x 1023 mol-1). Cantitatea de energie echivalentă unui einstein variază în funcţie de lungimea de undă. Dacă se notează cu n( λ ) numărul de fotoni corespunzători unei lungimi de undă λ , energia tuturor fotonilor conţinuţi în banda spectrală λ 1 , λ 2 va fi :
(
λ2 Qe =
∫ n (λ ) ⋅
hc dλ λ
)
(10.30)
λ1 Interacţiunile se manifestă prin intercepţia radiaţiei de către un element al învelişului vegetal, (frunze) sau de către sol, apoi prin absorbţia sau difuzia sa. In acest din urmă caz, radiaţia poate fi din nou interceptată şi absorbită sau difuzată. S-au realizat modele care permit să se facă legătura între caracteristicile învelişului vegetal şi suprafeţei solului şi proprietăţile lor radiative (reflexia, transmisia şi absorbţia radiaţiei). Modelarea schimburilor radiative face apel la diferite abordări (Andriew, 1995). Acestea se deosebesc în principal prin felul în care este descrisă structura învelişului vegetal. Modelele geometrice. Structura învelişului vegetal este descrisă cu ajutorul formelor geometrice simple (sfere, cilindrii, conuri) care reprezintă fie plante, fie grupuri de plante. Descrierea interacţiunilor este bazată pe legile opticii geometrice, luând în consideraţie şi umbrele aruncate de volumele elementare precum şi proprietăţile optice ale pereţilor ce mărginesc aceste volume. Modelele geometrice nu descriu procesele din interiorul învelişului vegetal. Modelele « mediu difuzant ». Invelişul vegetal este reprezentat de un ansamblu de elemente mici, nediferenţiate, care conduc la analogii cu un mediu turbid. Suprafeţele difuzante sunt repartizate aleator, în straturi orizontale şi sunt orientate după distribuţii statistice. Arhitectura învelişului este exprimată în termenii indicelui foliar şi ai distribuţiei orientării frunzelor; descrierea interacţiunilor face apel la noţiunile de frecvenţă a golurilor şi coeficient de extincţie. Această abordare este în general bine adaptată în cazul învelişurilor orizontale omogene, suficient de dense şi uniforme. Modelele tri-dimensionale (machete informatice). Structura vegetaţiei este descrisă într-o manieră explicită. Pentru aceasta se apelează la reconstituiri sau simulări. Pentru volume mici şi cu forme destul de simple se pot realiza reconstituiri fie cu ajutorul unui digitizor 3D, fie cu ajutorul tehnicilor de stereoviziune (Boissard, 1995). Simularea conduce
127
la machete dinamice, care sunt rezultatul generării arhitecturii unei plante pe baza unor procese iterative care funcţionează plecând de la regulile ce descriu succesiunea apariţiei şi dezvoltării organelor. O direcţie actuală de cercetare o constituie crearea legăturii dintre aceste modele tridimensionale şi modelele de funcţionare a culturilor. Proprietăţile optice ale plantelor sunt date în principal de cele ale frunzelor. Pentru vegetaţia verde, sănătoasă, se remarcă un comportament diferit funcţie de lungimea de undă (fig.10.10 ):
Fig. 10.10. Reflectanţa spectrală a vegetaţiei verzi
Fig. 10.11. Reflectanţa spectrală a solurilor
- în domeniul vizibil (0,4 - 0,7 µm) reflectanţa frunzelor este scăzută, cea mai mare parte din radiaţia incidentă fiind absorbită de pigmenţii clorofilieni şi carotenoizi din frunze ; - în domeniul infraroşu apropiat (0,7 - 1,3 µm) absorbţia datorată pigmenţilor frunzei este foarte slabă; se remarcă în general o creştere a reflectanţei datorită reflexiilor multiple care au loc în interiorul frunzei; - în domeniul infraroşu mijlociu (1,3 - 2,5 µm) proprietăţile optice ale sunt în principal determinate de conţinutul în apă al frunzelor, fiind cunoscute benzile de absorbţie ale apei situate la 1,45; 1,95 şi 2,50 µm. In afara acestor trăsături generale, proprietăţile optice ale frunzelor sunt afectate de o serie de factori din care amintim : - structura internă a frunzelor; - vârsta frunzelor: la senescenţă de exemplu, dispariţia pigmenţilor clorofilieni şi înlocuirea lor cu pigmenţi bruni, antrenează o creştere puternică a reflectanţei în vizibil; - conţinutul în apă al frunzelor; - conţinutul în substanţe minerale; deficitul de substanţe minerale afectează în primul rând conţinutul în clorofilă al frunzelor şi structura lor internă ; - atacurile de boli sau dăunători care au ca efecte modificarea conţinutului în pigmenţi, necrozarea frunzelor, modificarea schimburilor hidrice ale frunzelor, ş.a. Proprietăţile optice ale solurilor sunt prezentate în figura 10.11. Pentru soluri reflectanţa creşte în general din vizibil către infraroşu mijlociu. Se remarcă de asemenea prezenţa benzilor de absorbţie ale apei, benzi care sunt cu atât mai pronunţate cu cât solul este mai umed. Proprietăţile optice ale solurilor sunt afectate de : - compoziţia lor minerală;
128
- conţinutul în materie organică; - starea suprafeţei (rugozitatea ei). In comparaţie cu vegetaţia, reflectanţa solurilor este mai mare în vizibil şi infraroşu mijlociu şi mai mică în infraroşu apropiat. Pe măsură ce vegetaţia se dezvoltă, reflectanţa învelişului vegetal scade în vizibil şi infraroşu mijlociu în timp ce în infraroşu apropiat creşte. După ce plantele ating maturitatea, se observă o evoluţie în sens invers, datorată în primul rând îmbătrânirii şi deshidratării. Atunci când studiul interacţiunilor o impune trebuie luată în consideraţie şi arhitectura învelişului vegetal (forma, dimensiunile şi distribuţia în spaţiu a elementelor constitutive). Din punct de vedere cantitativ, pentru caracterizarea arhitecturii unui înveliş vegetal (cum este cazul unei culturi agricole) se face apel la înălţimea cuverturii, indicele suprafeţei foliare şi orientarea frunzelor. Indicele suprafeţei foliare (LAI - Leaf Area Index) este aria totală a feţelor superioare a frunzelor (AL) conţinute într-un cilindru a cărei secţiune este egală cu unitatea şi înălţimea egală cu cea a cuverturii vegetale ( ho ) : ho
∫
LAI = AL (z ) dz
(10.31)
0
Sunt situaţii când prezintă interes indicele suprafeţei foliare cumulat de la partea superioară a învelişului până la un nivel situat la adâncimea z în interiorul lui: ho
∫
LAI (z ) = AL ( z ) dz
(10.32)
z
Indicele suprafeţei foliare este dependent de specie, iar în cadrul speciei de condiţiile de vegetaţie şi densitatea culturii. Există o valoare optimă a acestui indice la care se obţine cea mai mare producţie, corelat cu densitatea optimă a culturii. Odată cu depăşirea acestui optim fotosinteza netă a culturii începe să scadă. Orientarea frunzelor este caracterizată prin unghiul de înclinare (unghiul dintre verticală şi normala la frunză), θ L , şi unghiul azimutal ϕ L (unghiul dintre proiecţia normalei la frunză pe planul orizontal şi una din axele orizontale ). Distribuţia unghiulară este funcţia g θ L ,ϕ L care dă informaţii asupra procentului din suprafaţa foliară cu înclinaţii
(
)
cuprinse între θ şi θ + dθ şi cu azimutul între ϕ şi ϕ + dϕ . Modificarea caracteristicilor stimulului luminos în interiorul unui înveliş vegetal Climatul luminos în interiorul unui înveliş vegetal joacă un rol însemnat în procesele de creştere şi dezvoltare. Modul în care decurge procesul de fotosinteză depinde nu numai de absorbţia radiaţiei solare din domeniul 400 - 700 nm, ci şi de repartiţia acestei radiaţii în interiorul învelişului. Bilanţul energetic şi, în consecinţă consumul de apă al plantelor, sunt şi ele guvernate de absorbţia radiaţiei, iar conductanţa stomatică, care reglează transferurile hidrice, depinde de asemenea de iluminarea frunzelor. Morfogeneza este legată la rândul ei de variaţiile distribuţiei spectrale a radiaţiei solare în interiorul învelişului vegetal, în mod special de raportul dintre cantitatea de radiaţie roşie (0,66 μm) şi cea din domeniul infraroşu apropiat (0,73 μm). Modificarea radiaţiei globale in interiorul învelişului vegetal se poate exprima printr-o lege asemănătoare legii Bouguer - Lambert:
129
E gz ↓ = E go ↓ ⋅ exp[− K L ⋅ LAI ( z ) ]
(10.33)
în care:
E go↓ reprezintă radiaţia globală la partea superioară a învelişului vegetal E gz↓ - radiaţia globală la nivelul z în interiorul învelişului KL - coeficient de extincţie care este funcţie de arhitectura învelişului vegetal şi de geometria iluminării; acesta este mai mic şi relativ constant în jurul prânzului şi mai mare la începutul şi sfârşitul zilei. In interiorul învelişului vegetal se modifică şi compoziţia spectrală a luminii, distribuţia spectrală a energiei variind funcţie de adâncimea de pătrundere a radiaţiei şi de indicele suprafeţei foliare (tabelul 10.3).
Tabelul 10.3 Variaţia ponderii radiaţiei din diferite domenii spectrale funcţie de profunzimea de pătrundere a radiaţiei solare în interiorul cuverturii vegetale, exprimată prin intermediul LAI(z) (după Guyot, 1997): LAI (z) 0 1 2 3 4 5 verde / roşu 1.02 1.12 1.21 1.33 1.62 2.1 infraroşu apropiat/roşu 0.86 1.33 2.08 3.03 4.65 7.9 PAR / infraroşu 1.06 0.66 0.37 0.21 0.10 0.04 Notă: PAR reprezintă fracţiunea din radiaţia solară cuprinsă în domeniul spectral 0,4-0,7μm şi cunoscută ca radiaţie fotosintetic activă (Photosynthetically Active Radiation ).
Datele din tabel conduc la o serie de concluzii: straturile situate către baza cuverturii vegetale primesc de 5-8 ori mai multă energie în infraroşu apropiat decât în roşu iar radiaţia verde reprezintă dublul celei roşii. De asemenea, aceste straturi pot primi de 10-20 de ori mai multă radiaţie infraroşie comparativ cu cea activă fotosintetic. Acestea modificări se vor reflecta în modul în care frunzele aflate la diferite niveluri în interiorul învelişului răspund la acţiunea luminii. Radiaţia solară şi fotosinteza. Modelarea producţiei fotosintetice potenţiale Radiaţia activă fotosintetic (PAR) este factorul dominant al fotosintezei. Sediul fotosintezei este cloroplastul, organit celular ce conţine pigmenţii fotosensibili. Principalii pigmenţi sunt clorofila a şi b (de culoare verde) şi carotenoizii (galbeni). Clorofila a prezintă două maxime de absorbţie, unul în albastru (0,440 μm) şi celălalt în roşu (0,650 - 0,700 μm). Prin comparaţie, clorofila b absoarbe mai puternic în albastru şi mai slab în roşu.
Transformarea energiei radiante în energie chimică înmagazinată în legăturile interatomice ale substanţelor sintetizate începe prin excitarea unui electron din structura clorofilei de către fotonii radiaţiei electromagnetice incidente. Ceea ce urmează este o înlănţuire de procese cuplate şi cuplante, ce au ca rezultat desfăşurarea proceselor metabolice. Din radiaţia globală o foarte mică parte este utilizată în fotosinteză (fig. 3.15), cele mai mari cantităţi fiind implicate în procesul de reflexie, absorbite de către sol şi implicate în schimburile termice şi convective. Fracţiunea utilizată în fotosinteză este de numai 1% pe întreg ciclul de vegetaţie al unei culturi, 2-3% în faza activă de creştere şi 4-5% dacă se efectuează determinări pe intervale de timp foarte scurte, de ordinul orelor, şi nu se ia în consideraţie respiraţia nocturnă.
130
Fig. 10.12. Repartizarea radiaţiei globale în cursul primei jumătăţi a unei zile
Modelarea fotosintezei după schema devenită clasică a lui Monteith (1977) se bazează pe teoria conform căreia producţia netă este proporţională cu asimilaţia netă, care la rândul ei depinde de radiaţia activă fotosintetic (PAR) interceptată sau absorbită de cuvertura vegetală. Astfel producerea de materie uscată Δ (su ) în unitatea de timp poate fi calculată funcţie de radiaţia globală E g ↓ :
Ce ⋅ Δ(su ) =
Ce ⋅ Δ(su ) EPARi EPAR↓ × × × Eg ↓ EPARi EPAR↓ E g
(10.34)
↓
sau : în care:
Ce Δ (su ) = εb × εi × εc × E g ↓
(10.35)
Δ (su ) reprezintă creşterea de substanţă uscată datorată fotosintezei; Ce - coeficient de conversie în energie al substanţei uscate formate
(12 MJ kg-1); EPAR↓ - radiaţia activă fotosintetic;
EPARi - fracţiunea interceptată de cuvertura vegetală; εc - randamentul climatic; corespunde fracţiunii din radiaţia globală reprezentată de PAR şi este aproximativ 0,48; εi -randamentul intercepţiei PAR de către cuvertura vegetală; depinde de indicele foliar şi structura cuverturii; εb - eficienţa conversiei în substanţă uscată a radiaţiei interceptate sau absorbite (randament biologic); depinde de plantă şi starea sa fiziologică. Acestei abordări i s-au adus completări (Bethenod, 1995) care ţin cont de mecanismele fiziologice implicate în producţia de biomasă. In acest context, considerând rolul carbonului, eficienţa biologică este exprimată ca produsul a doi factori şi anume ε f , eficienţa fotosintezei (grame de CO2 fixat de fiecare joule de radiaţie activă fotosintetic absorbită) şi εconv , eficienţa conversiei în biomasă a CO2 asimilat: εb = ε f × εconv (10.36)
131
AnC (10.37) EPARi C Δ(su ) (10.38) εconv = e AnC AnC - fiind asimilaţia netă a cuverturii vegetale. Relaţiile anterioare permit calculul cantităţii de substanţă uscată produsă într-un anumit interval de timp: t2 1 (10.39) su = ε b × ε i × ε c × E g ↓ dt Ce t1 Dacă, pe parcursul unui ciclu vegetativ randamentele pot fi considerate constante atunci relaţia (10.39) arată că biomasa produsă este funcţie liniară de expunerea energetică H PAR↓ . εf =
∫
Tabelul 10.4 prezintă valori ale randamentelor definite mai sus iar figura 10.13 dreptele ce reprezintă relaţia liniară dintre cantitatea de substanţă uscată şi radiaţia activă ε fotosintetic pentru două culturi, porumb şi lucernă, drepte a căror pantă este raportul b . Ce Tabelul 10.4 Randamente parţiale ( εi ,εc ,εb ) şi randamentul total ( ε = εi × εc × εb ) pentru
Cultura porumb lucernă
diferite culturi agricole (după Bonhomme, 1994) ε εi εc εb 0,48 0,41 0,057 0,011 0,48 0,59 0,033 0,009
Fig. 10.13. Relaţia dintre creşterea de substanţă uscată şi PAR interceptat (după Bonhomme, 1994)
Modelarea mai exactă a producţiei fotosintetice potenţiale impune luarea în consideraţie şi a altor aspecte şi anume: modul de repartizare a radiaţiei active fotosintetic între diferitele nivele foliare, suprafeţele frunzelor precum şi felul în care decurge asimilaţia netă a CO2 în funcţie de radiaţia disponibilă. Aici intervin în plus o serie de factori legaţi de
132
genotip şi mediu (tipul de activitate metabolică, temperatura, cantitatea de CO2 din aer, potenţialul hidric foliar, etc.). Fotomorfogeneza şi fotoperiodismul Dacă radiaţia solară furnizează, prin fotosinteză, biomasa necesară creşterii, ea intervine de asemenea şi asupra altor fenomene de reglare a dezvoltării plantelor, din care cele mai importante sunt fotomorfogeneza şi fotoperiodismul. Fotomorfogeneza se referă la modificarea structurilor plantei ca răspuns la variaţia compoziţiei spectrale a luminii, în particular, ca răspuns la existenţa unui dezechilibru dintre radiaţia roşie şi cea infraroşie. Fotoperiodismul este efectul duratei zilei asupra fenomenelor de creştere şi dezvoltare. Plantele reacţionează diferit faţă de lungimea zilei, ceea ce a condus, după cum s-a arătat deja, la împărţirea lor în plante de zi scurtă şi plante de zi lungă. Se presupune că fotoperiodismul este legat de un anumit timp biologic, care serveşte plantelor drept « ceasornic intern ». Ritmicitatea zilnică a proceselor biologice este cuprinsă între 21 şi 28 de ore (ritmuri circadiene). Alte procese biologice supuse ritmurilor circadiene mai amintim : gutaţia, diviziunea celulară, creşterea rădăcinii, etc. Lumina serveşte ca un « comutator » în desfăşurarea acestui ritm diurn. Răspunsurile morfogenetice ale plantelor depind de detecţia semnalului luminos de către fotoreceptori specializaţi, fitocromul şi criptocromul, sensibili în principal la compoziţia spectrală a luminii. Modificările care apar în cantitatea şi calitatea luminii induc răspunsurile fiecărei plante dintr-o cuvertură vegetală care vor modifica şi regla structura cuverturii. Cunoaşterea acestor modificări este necesară în modelarea funcţionării culturilor. Radiaţiile considerate active în fotomorfogeneză, MAR (Morphogenetcally Active Radiation, denumite aşa prin analogie cu PAR), sunt cele cuprinse între 0,2 şi 0,8 μm, în particular 0,66μm (660 nm) şi 0,73 μm (730 nm) pentru fitocrom şi 300-500 nm pentru criptocrom. Fitocromul se găseşte sub două forme; P660 (forma inactivă) şi P730 (forma activă), indicii reprezentând lungimile de undă pe care le absoarbe fiecare. In lumina albă există un echilibru între concentraţiile celor două forme, ceea ce corespunde unui echilibru al fluxurilor de fotoni din domeniile roşu şi infraroşu apropiat. Forma activă pentru morfogeneză este P730 iar acţiunea sa va fi funcţie de concentraţia relativă:
Φc =
[P 730 ] [P 660 ]+ [P 730 ]
(10.40)
Sub incidenţa luminii roşii (cu lungime de undă 660 nm) forma P660 se transformă în P730 care, sub acţiunea luminii de 730 nm , revine la forma P660. Raportul dintre lumina roşie şi cea infraroşie se modifică urmare a vecinătăţii, a competiţiei între plante sau a creşterii suprafeţei foliare (tabelul 3.3). Plantele le vor recepţiona drept modificări ale concentraţiilor în care se găsesc cele două forme, P660 şi P730, ceea ce conduce la stimularea sau frânarea unui proces biologic. Se consideră că valoarea raportului Φ c constituie o bună descriere a calităţii luminii responsabile de morfogeneză. De asemenea, se recomandă utilizarea raportului “zeta“:
ζ =
fluxul de fotoni intre 655 si 665 nm fluxul de fotoni intre 725 si 735 nm
133
(10.41)
Pentru buna funcţionare a fitocromului o importanţă deosebită o are nu numai calitatea luminii (distribuţia ei spectrală) ci şi cantitatea ei. In afara proceselor amintite, radiaţia solară joacă un rol important în reglarea activităţii enzimatice, în absorbţia sărurilor minerale şi transportul lor prin plantă, în gradul de deschidere al stomatelor, în reglarea structurală şi funcţională a aparatului fotosintetic. Intensitatea luminii şi durata zilei au şi acţiune indirectă asupra plantelor. De exemplu, ea influenţează intensitatea inoculului patogen la plante, a proceselor care preced infecţia, a perioadei de incubaţie, ca şi sensibilitatea plantei la atac. 10.6. Dirijarea regimului de lumină al plantelor
Pentru a se utiliza la maxim posibil efectele dorite ale interacţiunii dintre stimulul luminos şi plante se caută diferite metode de dirijare a regimului acestui factor. Pentru aceasta se apelează la diferite mijloace (Pintilie,ş.a.,1985, Guş,ş.a.,1998): - zonarea culturilor care are în vedere realizarea unei cât mai bune concordanţe între resursele climatice şi cerinţele biologice ale plantelor; - practicarea de culturi intercalate : cele care au nevoie de lumină mai puţin intensă sau difuză se intercalează, de exemplu, printre porumb sau pomi; - crearea unui climat luminos optim în interiorul cuverturii vegetale prin controlul densităţii plantelor şi combaterea buruienilor; - fertilizare , care conduce la suprafeţe foliare cât mai apropiate de optim, etc. Dirijarea propriu-zisă a regimului de lumină este posibilă în sere, solarii, fitotroane. Întrebări 1. Care sunt factorii de care depinde cantitatea de energie radiantă solară care ajunge la limita superioară a atmosferei? 2. Care sunt modificările pe care le suferă radiaţia solară la traversarea atmosferei, respectiv la pătrunderea printr-un înveliş vegetal? 3. Care sunt trăsăturile variaţiilor periodice ale radiaţiei solare? 4. Ce sunt radiaţia terestră, respectiv radiaţia atmosferică şi în ce domeniu spectral sunt situate? Dar radiaţia solară care ajunge la suprafaţa Pământului? 5. Ce este bilanţul radiativ? 6. Ce este efectul de seră şi care sunt cauzele şi consecinţele acestuia? 7. Ce este radiaţia activă fotosintetic şi cum se poate modela producţia fotosintetică potenţială? Bibliografie 1. Bonhomme, R. (1994) - Les rayonnements solaires et le fonctionnement du couvert vegetal, în vol. “Agronomie Moderne, coord. Tayleb Ameziane, El Hassani, E. Persoons, Paris 2. Boulard, Th., ş.a. (1995) - Un exemple de systeme complexe: les serres de culture, în Actes de l'Ecole-Chercheurs INRA en Bioclimatologie, Le Croisic, 3-7 apr.1995,vol.1; 3. Guyot, G. (1990) - Optical properties of vegetation canopy, în "Application of remote sensing in agriculture", M.D.Steven, J.A.Clark (ed.), London; 4. Lorius, C. (1991) - Climat et gaz a effect de serre: les donnees des arhives glaciaires, C.R. Acad. Sci., 8; 5. Marica, Adriana (2000) - Impactul potenţial al schimbărilor climatice asupra ecosistemelor agricole, Teză doctorat, Universitatea Tehnică de Construcţii, Bucureşti.
134
CAPITOLUL 11 BILANŢUL ENERGETIC LA SUPRAFAŢA SOLULUI -
Cuvinte cheie: căldură sensibilă căldură latentă conducţie termică bilanţ energetic
-
Obiective: cunoaşterea schimburilor energetice care se desfăşoară la suprafaţa Pământului 11.1. Schimburile de energie la suprafaţa solului. Ecuaţia bilanţului energetic
In fiecare moment, la nivelul suprafeţelor (sol, apă sau vegetaţie), există aporturi de energie (radiaţie globală şi radiaţie atmosferică) şi de masă (precipitaţiile şi CO2). Ca urmare, în funcţie de caracteristicile masei de aer (temperatură, umiditate, vânt, conţinut în dioxid de carbon) şi ale suprafeţei subiacente, în afara schimburilor radiative, între suprafaţa considerată şi aerul din vecinătatea ei apar şi schimburi convective, conductive şi de masă. Toate schimburile, inclusiv cele de masă, pot fi considerate de natură energetică, pentru că ele corespund unui consum de energie şi anume, în cazul apei, fluxului de căldură latentă, iar în cazul dioxidului de carbon, fluxului de căldură fixată prin fotosinteză. Bilanţul energetic pentru un sistem dat este reflectarea legii conservării energiei. La stabilirea lui se iau în consideraţie fluxurile energetice (de fapt densităţile fluxurilor) care “intră“ şi cele care “părăsesc“ sistemul precum şi variaţia “stocurilor“ de energie. Schimburile de energie implicate se desfăşoară sub forme diferite care depind de procesele fizice implicate: 1. schimburi radiative, legate de radiaţia solară şi de radiaţia terestră; 2. schimburi convective cu atmosfera; 3. schimburi conductive cum este transferul căldurii în sol; 4. schimburi energetice implicate în transformările de fază ale apei (vaporizare, condensare); 5. schimburi energetice implicate în procesele biochimice cum sunt oxidările organice; 6. schimburile energetice implicate în fotosinteză; 7. aporturile de energie ca urmare a precipitaţiilor, etc. Ordinul de mărime relativ al acestor schimburi variază considerabil ceea ce permite, în anumite condiţii, simplificarea ecuaţiei de bilanţ. In cazul suprafeţei terestre, eventual în prezenţa vegetaţiei, se pot face unele ipoteze simplificatoare şi anume: - transferurile energetice au loc numai pe direcţie verticală; - suprafaţa este considerată foarte subţire; în aceste condiţii stocajul de energie poate fi luat egal cu zero; în situaţii în care solul este acoperit cu vegetaţie înaltă (păduri, de exemplu), ipoteza nu mai este valabilă decât pentru scări de timp mici (24 ore); In aceste condiţii schimburile energetice se reduc la procesele menţionate la punctele 1- 4 iar ecuaţia bilanţului energetic poate fi scrisă sub forma :
E ∗ + Φs + Φh + L Φw = 0 în care :
(11.1)
E ∗ - radiaţia netă la nivelul suprafeţei considerate; este rezultatul schimburilor radiative; Φs - fluxul conductiv schimbat cu solul;
135
Φh - fluxul de căldură sensibilă (schimburi convective); L Φw -fluxul de căldură latentă. Fluxul de căldură sensibilă Schimburile convective îşi au originea în natura turbulentă a curgerii aerului la suprafaţa terestră. Mişcările aerului atmosferic determină transportul vaporilor de apă, al căldurii sensibile, al gazelor, etc. In natură există mai multe regimuri de convecţie: convecţia liberă (generată de diferenţele de densitate, legate la rândul lor de diferenţele de temperatură), convecţia forţată (care corespunde mişcărilor turbulente impuse numai de efectele dinamice - vânt- ) şi convecţia mixtă care combină cele două procese şi care va fi luată în consideraţie aici. Prin analogie cu legile difuziei, expresia generală a fluxului care apare în situaţia în care există un gradient (considerat aici numai pe direcţia verticală) al unei mărimi fizice de concentraţie c este : ∂c Φc = − kc (11.2) ∂z kc fiind coeficientul de transfer turbulent al mărimii fizice respective (difuzivitatea turbulentă pentru mărimea considerată). Integrarea relaţiei (11.2) între două niveluri z1 şi z2 cărora le corespund concentraţiile c1 , respectiv c2 , conduce la forma integrală a fluxului de mai sus: c − c2 Φc = 1 = hc (c1 − c2 ) (11.3) ra c ra c fiind numită, prin analogie lui legea lui Ohm din electricitate, rezistenţă aerodinamică
pentru mărimea c iar hc - coeficientul de schimb: 1 = ra c = hc
z2
∫
z1
dz kc ( z )
(11.4)
Revenind la relaţia generală (11.2), fluxul de căldură sensibilă schimbat cu aerul va fi: ∂T Φh = − ρ c p k H (11.5) ∂z în care: ρ - densitatea aerului c p - căldura specifică a aerului la presiune constantă k H - coeficient de transfer turbulent pentru căldura sensibilă T - temperatura aerului.
Fluxul de căldură latentă Fluxul masic de vapori de apă, Φw , poate fi exprimat sub forma unui flux de energie prin intermediul căldurii latente de vaporizare a apei, L : ∂q (11.6) L Φw = − L ρ k E ∂z în care: k E este coeficientul de transfer turbulent pentru masă; se acceptă în general k E = k H ; q - umezeala specifică a aerului
136
ρ - densitatea aerului . Dacă se integrează relaţiile (4.5) şi (4.6) între nivelurile z1 şi z2 se obţine : T − T2 Φh = − ρ c p 1 (11.7) ra12 respectiv q − q2 ρ c p e1 − e2 = L Φw = − L ρ 1 (11.8) ra12 γ ra12 în care ra12 este rezistenţa aerodinamică între nivelurile considerate; T1, T2 , q1, q2 , e1, e2 reprezintă temperatura, umezeala specifică, respectiv tensiunea actuală a vaporilor de apă la cele două niveluri considerate; ρ cp RT γ = este constanta psihrometrică L ⋅ μ H 2O R - constanta gazelor perfecte; T - temperatura medie a aerului; μ H 2O - masa molară a apei (18 x 10-3 kg). Atunci când integrarea se face între un nivel de referinţă z al stratului limită şi suprafaţă, relaţiile anterioare devin: Ts − Ta (11.9) ra Ts şi Ta fiind temperatura suprafeţei, respectiv temperatura aerului. Valorile rezistenţei aerodinamice ra depind de viteza vântului la nivelul de referinţă şi în cazul prezenţei vegetaţiei, de înălţimea şi structura acesteia (Lagouarde, 1995; Guyot, 1997). Integrarea celei de-a doua relaţii conduce la: Φh = ρ c p
L Φw = L ρ
qsat (Ts ) − qs ρ c p esat (Ts ) − es = rc γ rc
(11.10)
Fluxul conductiv în sol Fluxul conductiv la adâncimea z , într-un sol care are conductivitatea termică k s , este proporţional cu gradientul termic la acea adâncime: ∂T (11.11) Φs = − k s ∂z sau, pentru un strat de grosime Δz care are temperatura To la bază şi Ts la partea superioară: T − To (11.12) Φs = k s s Δz în care k s este conductivitatea termică medie a stratului considerat. Profilul termic al solului şi evoluţia sa sunt tratate pe larg în Capitolul 12. Ecuaţia bilanţului energetic Ţinând cont de relaţiile anterioare ca şi de expresia radiaţiei nete, ecuaţia bilanţului energetic se poate scrie:
137
(1 − a )E g ↓ − εσ (Ts4 − Ta4 ) =
ρ c p esat (Ts ) − ea T − Ta T − To + ρ cp s + ks s γ rc + ra ra Δz (11.13) Figura 11.1 reprezintă schematic bilanţul energetic. Ziua, aportul energetic corespunde radiaţiei nete. Pierderile corespund fluxului de căldură latentă (evaporarea apei), fluxurilor convective de căldură şi fluxurilor conductive în sol. Noaptea, principala pierdere o constituie radiaţia netă, care este negativă. Aporturile energetice constau din schimbul convectiv de căldură cu aerul, flux de căldură latentă, dacă vaporii de apă condensează şi flux conductiv în sol, deoarece straturile mai profunde de sol sunt mai calde decât suprafaţa.
Fig. 11.1 - Reprezentarea schematică a termenilor implicaţi în bilanţul energetic
Fluxurile de energie din ecuaţia bilanţului energetic în forma intervin prin valorile lor instantanee. Prin integrare pe intervale de timp date (24 de ore, o lună, etc.) densităţile de flux devin cantităţi de căldură, Q , iar radiaţia netă, expunere energetică H ∗ : H ∗ + Qs + Qh + L Qw = 0
(11.14)
11.2. Aplicaţii ale bilanţului energetic: temperatura de suprafaţă şi evapotranspiraţia
Bilanţul energetic permite determinarea temperaturii suprafeţei ca soluţie a ecuaţiei (4.14). Ecuaţia evidenţiază faptul că orice variaţie a condiţiilor meteorologice (radiaţie globală, rezistenţă aerodinamică, temperatura aerului, umezeala sa), a parametrilor de suprafaţă (albedo, emisivitate, LAI) precum şi a stării hidrice a suprafeţei se reflectă în variaţii ale temperaturii suprafeţei. Aceste variaţii pot fi cuantificate cu suficientă precizie. Evapotranspiraţia este o altă variabilă ce poate fi estimată plecând de la fluxul de căldură latentă din ecuaţia bilanţului energetic (Capitolul 14). In acest fel, după prelucrări, se obţin relaţiile Penmann, Priestley -Taylor sau Pemnan - Monteith. 1. 2. 3. 4.
Întrebări Care sunt tipurile de schimburi implicate în bilanţul energetic? Care este originea fluxului de căldură sensibilă şi prin ce relaţie se poate exprima? Fluxul masic (de vapori de apă) se poate exprima ca flux energetic? Justificaţi răspunsul. Care este relaţia care exprimă fluxul conductiv în sol? Precizaţi semnificaţia mărimilor care apar.
Bibliografie 1. Guyot, G. (1997) - Climatologie de l′environnement, Ed. Mason, Paris; 2. Lagouarde, J. P. (1996) - Estimatin des flux de surface a l`echelle regionale în Actes de l'Ecole-Chercheurs INRA en Bioclimatologie, vol.2, Le Croisic, 25-29 mars;
138
CAPITOLUL 12 TEMPERATURA SOLULUI
-
Cuvinte cheie: temperatura solului căldură specifică conductivitate termică difuzivitate termică regim termic al solului îngheţul solului.
-
Obiective: cunoaşterea însuşirilor termice ale solului; cunoaşterea variaţiilor în timp şi pe adâncimea profilului de sol a temperaturii. 12.1. Proprietăţile termice ale solului
Proprietăţile termice ale unei substanţe se pot exprima cu ajutorul următoarelor mărimi fizice: • căldura specifică (c) - cantitatea de căldură necesară pentru ridicarea cu un grad a temperaturii unităţii de masă din acea substanţă( J kg-1 grad-1 sau cal g-1 grad-1); • capacitatea calorică (C) - cantitatea de căldură necesară pentru ridicarea un grad a temperaturii cantităţii de substanţă (J grad-1 sau cal grad-1); • conductivitatea termică (K) - cantitatea de căldură transportată prin unitatea de suprafaţă, în unitatea de timp, sub acţiunea unui gradient termic unitar (J m-1 grad-1 s-1 sau cal cm-1 grad-1s-1); • difuzivitatea termică (D) - raportul dintre conductivitatea termică (K) şi capacitatea calorică, exprimată volumetric ( cρ ) : K (12.1) D= ρc Proprietăţile termice ale solului, determinate în principal de compoziţie, structură, textură şi umiditate, sunt dificil de estimat datorită eterogeneităţii sale texturale şi structurale. In scopul calculării lor au fost propuse formule (de Vries, citat de Canarache, 1990) care ţin cont de compoziţia solului şi de proprietăţile termice ale diferitelor componente (tabelul 12.1). Tabelul 12.1 Însuşirile termice ale principalelor componente ale solului (după A. Canarache, 1990) Componente ale solului
Capacitate calorică
Minerale silicatice Humus Apă Aer
Masică cal/(g grad) 0.15 - 0.21 0.4 - 0.5 1 0.25
Volumetrică cal/(cm3 grad) 0.46 - 0.54 0.56 - 0.60 1 0.0003
139
Conductivitate termică cal/(cm s grad)
Difuzivitate termică cm3/s
0.007 – 0.021 0.00060 0.00140 0.00005
0.016 - 0.038 0.01 0.0014 0.17
Astfel, pentru capacitatea calorică, C , respectiv pentru conductivitatea termică, K ,a unui sol se propun următoarele formule: 0,48 ⋅ MM + 0,60 ⋅ MO + wv 100 în care MM - conţinutul în material mineral (%) MO - conţinutul în materie organică (%) wv - conţinutul de apă (%) ki ⋅ fi ⋅ Ki C=
(12.2)
∑ K= i ∑ Ki ⋅ fi
(12.3)
i
unde : ki - raport, specific fiecărei componente i a solului, între gradientul termic existent în componenta respectivă şi în apă; fi - fracţia volumetrică a componentei „i”; Ki - conductivitatea termică a componentei „i”. Valorile prezentate în tabelul 12.1 şi cunoaşterea principalelor proprietăţi structurale ale unor tipuri de soluri permit formularea câtorva concluzii asupra însuşirilor lor termice: - solurile argiloase care conţin mai multă apă şi puţin aer se încălzesc mai greu, în timp ce solurile nisipoase, care conţin puţină apă şi mult aer, se încălzesc mult mai uşor; - solurile cu exces de apă se încălzesc totdeauna mai greu şi mai puţin (apa are căldură specifică mare) şi de aceea sunt considerate “soluri reci“; - datorită faptului că aerul are conductivitatea termică foarte mică iar apa mult mai mare, solurile nisipoase, care conţin mult aer, se încălzesc foarte uşor însă numai la suprafaţă; solurile argiloase, care conţin mai multă apă, se încălzesc mai greu, dar pe o adâncime mult mai mare; - solurile argiloase, în comparaţie cu cele nisipoase, se răcesc mai încet noaptea deoarece transmit căldura acumulată în straturile mai profunde, în mod treptat, către suprafaţă. Încălzirea solului este condiţionată şi de alţi factori în afara celor deja amintiţi. Menţionăm: natura acoperirii sale (vegetaţie, zăpadă, gheaţă), gradul de acoperire, expoziţie, pantă, temperatura aerului şi precipitaţiile. Astfel, un înveliş vegetal bine dezvoltat, vara, absoarbe o parte importantă din energia solară, straturile de la suprafaţă în acest caz fiind mai reci decât ale unui sol neacoperit. Iarna, vegetaţia se comportă ca un strat izolator, micşorând pierderile de căldură din sol. Zăpada, datorită conductivităţii termice reduse, protejează solul de temperaturile scăzute din timpul iernii. Sub stratul de zăpadă temperatura este mai mare decât a solului neacoperit (tabelul 5.2) :
Luna ianuarie februarie
Tabelul 12.2 Temperatura (°C), măsurată la ora 13, la suprafaţa solului şi a zăpezii (după Pintilie, ş.a., 1985) Temperatura la Grosimea stratului de zăpadă suprafaţa zăpezii 20 cm 40 cm 60 cm - 11,2 - 8,5 - 6,3 - 22,6 - 9,2 - 5,2 - 4,2 - 18,7
140
Orientarea şi înclinarea terenului. S-a constatat că temperatura solului este întotdeauna mai mare pe pantele cu expoziţie sudică decât pe cele cu expoziţie nordică. Diferenţe termice se remarcă chiar şi în cazul micilor denivelări ale suprafeţei cum sunt cele determinate de arături. 12.2. Regimul temperaturii solului
Regimul temperaturii în sol include variaţia acestui parametru atât în timp cât şi pe adâncimea profilului de sol. Măsurătorile efectuate într-o zonă, atât la scara unei zile cât şi la scara unui an, au evidenţiat variaţii periodice ale temperaturii solului a căror amplitudine scade însă destul de repede cu adâncimea. Cum aceste variaţii pot fi asimilate unor sinusoide, pentru temperatura de la suprafaţa solului , Ts , se poate scrie : Ts = Tm + As sin [ ω (t − tm )] (12.4) în care: Tm este temperatura medie la suprafaţa solului As - amplitudinea termică la suprafaţă 2π ω - pulsaţia: ω = , τ fiind perioada (86 400 secunde la scara unei zile şi τ 365 zile la scară anuală) t - timpul tm - momentul de timp pentru care Ts = Tm . Transferul căldurii în sol poate fi descris cu ajutorul legilor lui Fourier: ∂T Φs = − k s (12.5) ∂z ∂ T Ks ∂2 T = (12.6) ∂t ρ c ∂t2 Dacă mediul (solul) este considerat omogen şi semifinit şi se iau în consideraţie numai fluxurile conductive pe direcţie verticală, transferul temperaturii în sol este descris de o sinusoidă amortizată, soluţie a ecuaţiei (12.6): ⎛ z ⎞ ⎡ z ⎤ ⎟⎟ ⋅ sin ⎢ω (t − t m ) − T ( z ) = Tm + As ⋅ exp ⎜⎜ − ⎥ zd ⎦ ⎝ zd ⎠ ⎣
(12.7)
în care
z reprezintă adâncimea zd - adâncimea de atenuare a undei termice care depinde de însuşirile termice ale mediului: 2D zd = (D fiind difuzivitatea termică) (12.8) ω Relaţia (12.7) ilustrează principalele caracteristici ale undei termice la adâncime, comparativ cu cea de la suprafaţa solului şi anume: - la adâncime perioada oscilaţiilor termice se păstrează; - amplitudinea oscilaţiilor termice scade odată cu creşterea adâncimii; unda termică anuală va avea o adâncime de atenuare de 19,1 ≈ 365 ori mai mare decât cea zilnică;
141
-
între unda termică la suprafaţa solului şi cea de la o adâncime z se remarcă un defazaj z egal cu (care creşte liniar cu adâncimea). zd Figura 12.1 ilustrează şi ea unele din caracteristicile menţionate.
Fig. 12.1 - Variaţia zilnică a temperaturii solului
Cele prezentate mai sus sunt valabile pentru un sol omogen a cărui difuzivitate termică poate fi considerată constantă şi în condiţiile în care variaţia temperaturii la suprafaţă este asimilată cu o sinusoidă. 12.3. Importanţa cunoaşterii regimului termic al solului. Posibilităţi de dirijare
Cunoaşterea proprietăţilor termice ale solurilor are o deosebită utilitate practică pentru agricultură deoarece temperatura joacă un rol important în asigurarea condiţiilor normale de viaţă pentru plante şi pentru microorganismele din sol ca şi în procesul de solificare (Pintilie, ş.a., 1985; Canarache, 1990; Blaga,ş.a., 1996). Plantele au cerinţe specifice nu numai faţă de temperatura aerului ci, în mod direct sau indirect, şi faţă de temperatura solului. Menţionăm câteva aspecte: - germinaţia seminţelor are loc numai la temperaturi ale solului situate între o valoare minimă şi una maximă, valori care diferă de la o cultură la alta. Astfel, temperaturile minime la care seminţele pot germina sunt cuprinse între 0 - 1°C (lucernă) şi 8 - 10°C (porumb, soia, fasole) iar temperaturile optime sunt cuprinse între 25°C (grâu, secară) şi 37 - 45°C (porumb). Cunoaşterea temperaturii minime la care are loc germinaţia este importantă pentru stabilirea epocii şi adâncimii de semănat. - după răsărire plantele au în continuare cerinţe specifice faţă de temperatură. Temperatura solului influenţează creşterea sistemului radicular şi chiar şi a organelor de deasupra solului; - solubilitatea sărurilor nutritive din sol, oxidările , schimbul de gaze sunt corelate cu temperatura solului; - regimul termic al solului influenţează şi gradul de aprovizionare cu apă al plantelor. Dacă temperaturile sunt scăzute (2 - 3°C) plantele nu mai pot absorbi apa chiar dacă solul este umed (secetă fiziologică). Fenomenul se întâlneşte primăvara devreme când datorită încălzirii stratului superficial al solului vegetaţia se reia dar, în profunzime, temperaturile rămân scăzute; - în zone caracterizate prin acelaşi regim termic al aerului, existenţa unor tipuri diferite de sol determină deosebiri în desfăşurarea proceselor fenologice ale culturilor, cauza fiind încălzirea diferită a acestora.
142
Prin zonarea culturilor (Capitolul 16) se caută ca cea mai mare parte din cerinţele plantelor faţă de temperatură să fie satisfăcute. Există însă şi situaţii în care trebuie intervenit asupra regimului termic al solului cu menţiunea că posibilităţile lui de dirijare sunt în general limitate la stratul superior. Enumerăm aici o serie de măsuri care se iau în acest scop (Guş, ş.a., 1998): - încorporarea de materii organice care prin descompunere eliberează căldură; - drenarea solului; - reţinerea zăpezii; - mulcirea solului; acoperirea solului cu folie de material plastic conduce la creşteri ale temperaturii solului de 4 - 5°C; - irigarea cu apă la temperatură mai ridicată decât cea a solului; - folosirea surselor de încălzire pentru sere, solarii, ş. a. 12.4. Îngheţul solului
O problemă deosebită o constituie îngheţul solului care, în condiţiile climatice din ţara noastră se petrece în cele mai multe ierni, în aceiaşi iarnă existând mai multe cicluri îngheţ dezgheţ. În harta din figura 12.2 este prezentată zonarea adâncimii maxime de îngheţ.
Fig. 12.2 - Zonarea adâncimii maxime de îngheţ (cm) pe teritoriul României (după Donciu şi Gogorici, citaţi de Canarache, 1990)
Îngheţul are consecinţe atât asupra plantelor cât şi asupra solului: - cum în cele mai multe situaţii îngheţul solului este însoţit de geruri, plantele pot fi direct afectate ca urmare a temperaturilor foarte scăzute, sau ca urmare a fenomenului de “descălţare“ (desprinderea plantulelor de masa solului, consecinţă a schimbărilor de volum ale solului); - datorită faptului că primăvara solul rămâne o perioadă ceva mai lungă îngheţat în adâncime în timp ce la suprafaţă este deja dezgheţat, apa provenită din precipitaţii sau din topirea zăpezii, neputându-se infiltra, saturează partea superioară a profilului de sol. Aceasta face ca o serie de lucrări agricole să fie dificil de executat; - alternanţele îngheţ - dezgheţ au efect favorabil asupra solului ducând la fărâmiţarea bulgărilor, mărunţirea şi structurarea lui.
143
1. 2. 3. 4.
Întrebări Care sunt mărimile fizice care definesc proprietăţile termice ale unui corp şi cum pot fi ele utilizate pentru a se exprima însuşirile termice ale solurilor? Care sunt principalele caracteristici ale undei termice la suprafaţa solului şi în adâncime? Care este utilitatea practică a cunoaşterii regimului termic al solului? Care pot fi consecinţele îngheţului solului pentru plante?
Bibliografie 1. Blaga, G., I. Rusu, S. Udrescu, D. Vasile (1996) - Pedologie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 2. Canarache, A. (1990) - Fizica Solurilor Agricole, Editura Ceres, Bucuresti; 3. Dissescu, C.A. ş.a. (1971) - Fizică şi climatologie agricolă, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti;
144
CAPITOLUL 13 TEMPERATURA AERULUI
-
Cuvinte cheie: temperatura aerului sume de temperaturi (indici termici) viteza de creştere / dezvoltare la plante temperaturi zilnice efective termoperiodismul.
-
Obiective: explicarea mecanismelor de încălzire – răcire ale aerului atmosferic; cunoaşterea regimului termic al aerului (variaţiile periodice şi cele accidentale); rolul temperaturii în procesele de creştere şi dezvoltare a plantelor. 13.1. Încălzirea (răcirea) aerului atmosferic
Sursa principală pentru încălzirea atmosferei este suprafaţa terestră. In transferul căldurii de la suprafaţa terestră către atmosferă, precum şi în interiorul atmosferei, rolul principal îl joacă următoarele procese, prezentate deja în capitolele anterioare: 1. schimbul de căldură convectiv şi cel turbulent; 2. absorbţia şi re-emisia radiaţiilor de undă lungă ( transferul radiativ); 3. transformările de fază ale apei ( evaporarea, condensarea şi sublimarea ); acestea decurg fie cu consum, fie cu eliberare de căldură ceea ce contribuie, alături de alte procese, la stabilirea regimului termic al aerului atmosferic; 4. schimbul de căldură molecular: propagarea căldurii în atmosferă se poate realiza şi prin conducţie termică. Dar conductivitatea termică a aerului fiind foarte mică, cantităţile de căldură transportate prin acest proces sunt reduse; 5. transportul orizontal al maselor de aer (advecţia). 13.2.Variaţiile temperaturii aerului Variaţiile temporale Se disting două tipuri de variaţii în timp ale temperaturii aerului : variaţii periodice şi variaţii neperiodice sau accidentale. Variaţiile periodice. Atât în decursul unei zile cât şi al unui an, variaţia temperaturii aerului, la latitudinile noastre, se prezintă sub forma unei simple oscilaţii (fig.13.1 a şi b). Maximul diurn se situează în jurul orei 14, iar minimul cu puţin timp după răsăritul Soarelui. Maximul anual se situează, în regiunile cu climat continental, în luna iulie, iar minimul în luna ianuarie. Pe lângă momentele producerii temperaturilor extreme este important să se cunoască ordinul de mărime al acestor temperaturi ca şi diferenţa dintre ele (amplitudinea). Valorile maximului, respectiv minimului diurn de temperatură, permit caracterizarea zilelor şi nopţilor. Astfel, în practica meteorologică se foloseşte următoarea terminologie: zi tropicală - când temperatura maximă ≥ 30°C temperatura maximă ≥ 25°C zi de vară noapte tropicală -temperatura minimă ≥ 20°C zi de îngheţ - temperatura minimă ≤ 0 °C zi de iarnă temperatura maximă ≤ 0 °C.
145
Fig. 13.1 - Variaţiile periodice ale temperaturii aerului la staţia Bucureşti – Băneasa (a - zilnică; b - anuală)
La rândul său, amplitudinea permite caracterizarea climatului.. Amplitudinea anuală ajută la definirea gradului de continentalism al unei localităţi care va fi cu atât mai mare cu cât amplitudinea termică este mai mare: a⋅ A C= +b (13.1) sin(ϕ + ϕ o ) în care A este amplitudinea termică anuală (°C) ϕ - latitudinea localităţii, a, b, ϕO - constante. Amplitudinea diurnă a temperaturii aerului depinde de: latitudine, anotimp, relief, natura suprafeţei subiacente precum şi nebulozitate. Astfel, cele mai mari amplitudini diurne se realizează pe continente, la latitudini de 30 - 40 grade. Spre latitudini mai mari sau mai mici, valoarea amplitudinii se reduce. Anotimpul influenţează şi el valoarea amplitudinilor diurne, vara acestea putând atinge, la latitudinile mijlocii, 10 - 15°C, în timp ce iarna diferenţa se reduce la 4 - 6°C. Natura suprafeţei subiacente (uscat sau apă) modifică semnificativ valorile amplitudinii termice. In regiunile de deşert amplitudinea diurnă poate atinge 50°C, în timp ce, în alte regiuni, la aceleaşi latitudini, amplitudinea nu depăşeşte 1 - 2°C. Acoperirea suprafeţei cu vegetaţie sau zăpadă, modifică de asemenea amplitudinea datorită modificării bilanţului radiativ la nivelul suprafeţei. Relieful, prin altitudine, expunere şi pantă, modifică atât amplitudinea variaţiei diurne, reducând-o, precum şi momentele producerii temperaturilor extreme, pe care le decalează. Nebulozitatea conduce în general la scăderea amplitudinii diurne a temperaturii aerului. Amplitudinea anuală depinde în general de aceiaşi factori, cu excepţia latitudinii şi a anotimpurilor, iar influenţa lor este asemănătoare cu cea din cazul amplitudinii zilnice. Variaţiile neperiodice ale temperaturii aerului sunt determinate de procesele advective (calde sau reci) din diferite perioade ale anului şi care constituie perturbaţii în mersul normal al temperaturii aerului. Cele mai cunoscute şi de interes pentru agricultură sunt pătrunderile reci din luna mai şi încălzirile puternice din lunile septembrie şi octombrie. Pe baza studiilor climatice, aceste perioade sunt în general cunoscute cu destulă precizie, ceea ce permite luarea unor măsuri practice aşa cum sunt cele de apărare împotriva îngheţurilor. Este vorba de răcirile din 7 - 17 februarie, 9 - 13 mai, 20 - 25 mai şi 10 - 14 iunie şi încălzirile de la sfârşitul lunii septembrie, începutul lunii octombrie şi 10 - 12 noiembrie.
146
Variaţiile cu altitudinea ale temperaturii aerului în straturile joase ale atmosferei. Inversiunile termice După cum s-a arătat la structura verticală a atmosferei, în troposferă în mod normal are loc scăderea temperaturii aerului cu creşterea altitudinii. Inversiunile termice sunt anomalii ale profilului vertical de temperatură, adică o creştere a temperaturii aerului odată cu creşterea altitudinii. Aceste anomalii apar de obicei în atmosferă pe grosimi care nu sunt foarte mari şi pot avea caracter temporar sau cvasi-permanent. Ele pot fi rezultatul diferitelor procese, cum sunt cele radiative, de evaporaţie, de advecţie, frontale, etc., cele care se produc în apropierea suprafeţei solului fiind de interes pentru agricultură. Amintim aici câteva tipuri de inversiuni: - inversiunile de radiaţie care se manifestă în straturile joase ale atmosferei şi sunt generate de bilanţul radiativ negativ din timpul nopţii; acestora li se asociază, de obicei, îngheţurile nocturne de primăvară; - inversiunile frontale care iau naştere în zona de contact dintre două mase de aer cu caracteristici diferite; aerul cald şi umed se suprapune peste aerul rece, mai greu, generând inversiunea frontală căreia îi este asociată şi o creştere a conţinutului în vapori de apă. 13.3. Temperatura aerului şi plantele. Sume de temperaturi Temperatura - factor de vegetaţie Temperatura, alături de lumină şi apă, condiţionează desfăşurarea proceselor fundamentale care au loc în plante (fotosinteză, respiraţie, transpiraţie, absorbţia apei, etc.). Fiecare din aceste procese decurg la temperaturi situate între un minim şi un maxim, între care se găseşte un interval optim pentru proces. Aceste valori sunt specifice pentru fiecare specie cultivată, fază de creştere şi nivel dorit al recoltei (Guş, ş.a., 1998), ceea ce delimitează aria de răspândire a fiecărei specii cultivate. Trebuie să se ţină cont însă de faptul că temperatura aerului şi a solului sunt strâns legate între ele iar acţiunea lor asupra plantelor este simultană. Rolul temperaturii în creşterea şi dezvoltarea plantelor este confirmat şi de faptul că acest parametru se regăseşte în formulele de calcul al celor mai importanţi indici climatici globali şi ai producţiei (Capitolul 15). Cerinţele plantelor faţă de căldură După cerinţele faţă de căldură plantele se împart în : - plante megaterme - care necesită temperaturi ridicate pentru creştere şi dezvoltare (> 40°C) - plante mezoterme - care necesită temperaturi medii (10 - 40°C) - plante microterme - care se dezvoltă bine la temperaturi scăzute (0 - 15°C) Majoritatea plantelor de cultură sunt plante mezoterme. Posibilităţile de adaptare ale plantelor la variaţiile de temperatură sunt şi ele diferite. Funcţie de acest criteriu, plantele se clasifică în : - plante euriterme ( cele care se pot adapta la variaţii de temperatură) şi - plante stenoterme ( cele care nu pot trăi decât în anumite limite de temperatură). Dacă se are în vedere harta temperaturilor medii anuale întâlnite pe teritoriul ţării noastre se constată că sudul ţării şi vestul Banatului, cu temperaturi medii anuale mai mari de 11°C este favorabil unor plante megaterme ca bumbacul, orezul, ricinul, arahidele. In zonele caracterizate de temperaturi medii anuale peste 8°C (izoterma de 8°C urmăreşte în general conturul Munţilor Carpaţi), există condiţii de vegetaţie pentru majoritatea plantelor de cultură din zona temperată. Efectul încălzirii prin curenţi descendenţi (efectul de foehn) remarcat în Carpaţii de curbură, în vestul Podişului Transilvaniei şi în Subcarpaţii Getici, conduc la un regim termic mai ridicat decât cel normal, favorizând unele culturi ca viţa-de-vie, castanul,
147
etc. In arealul cuprins între izotermele de 8°C şi 6°C, ceea ce corespunde altitudinilor de 600 800 m, se dezvoltă bine mai ales unele plante mezoterme şi microterme (in de fuior, rapiţă, cartof, secară, trifoi). Acelaşi regim termic este valabil şi pentru depresiunile intracarpatice. Repartiţia temperaturilor pe diverse zone geografice şi necesarul de căldură al plantelor, alături de cerinţele plantelor faţă de ceilalţi factori climatici, stau la baza efectuării de zonări agroclimatice. Pentru studierea efectelor resurselor termice se recurge la o serie de variabile climatice cum sunt temperaturile medii anuale, temperaturile medii ale celei mai calde luni (iulie), temperaturile medii ale celei mai reci luni (ianuarie) sau variabile agroclimatice şi anume: sume de temperaturi biologic active, corespunzătoare anumitor praguri biologice, sume de temperaturi sub un prag dat (<0°C,-3°C,-5°C...) şi altele. Semnificaţia şi utilitatea lor este prezentată în continuare. Legi de creştere şi dezvoltare Experienţa a arătat că realizarea diferitelor stadii de dezvoltare la plante este direct legată de efectele cumulate ale temperaturii în decursul timpului. Aceasta a condus la stabilirea unor legi de creştere şi dezvoltare în care factorul principal îl constituie temperatura. In literatura de specialitate se defineşte viteza de creştere prin creşterea raportată la unitatea de timp, viteză care este funcţie de temperatură: V=
dX dt
(13.2)
în care X reprezintă o mărime care traduce diferenţa între starea finală şi cea iniţială a plantei iar t - timpul. Produsul dintre această viteză şi un interval de timp (care poate fi de ordinul zilelor sau chiar al orelor pentru fenomenele foarte rapide) conduce la estimarea creşterilor elementare dX = V ⋅ dt , a căror sumă, pe un interval de timp, permite estimarea creşterii: t2
∫
X = V dt
(13.3)
t1
Prin analogie cu viteza de creştere se defineşte şi o viteză de dezvoltare, şi ea funcţie de temperatură. Dezvoltarea corespunde unei modificări calitative în structura plantei, modificări ce pot fi descrise cu ajutorul reperelor fenologice sau stadiilor de dezvoltare. Viteza de dezvoltare se defineşte ca inversul intervalului de timp necesar pentru a trece de la un stadiu de dezvoltare la următorul, adică pentru a parcurge o fază de dezvoltare (Durand, 1967; citat de Guyot,1997). In aceste condiţii, realizarea unei faze complete corespunde sumei dezvoltărilor elementare. Ea este cu atât mai rapidă cu cât temperatura medie creşte, până se atinge un optim, după care apar efecte inhibatoare care încetinesc realizarea fazei (fig. 13.2). Viteza de dezvoltare (sau de creştere) în cazul multor plante, poate fi asimilată unei drepte pentru temperaturi cuprinse aproximativ între 10 şi 30°C. Extrapolarea dreptei până la viteză de dezvoltare zero, permite determinarea pragului biologic (prag aparent de dezvoltare), To . Planta se dezvoltă şi sub această temperatură, dar extrem de încet şi puţin, iar în mod obişnuit această dezvoltare (creştere) se neglijează. Pragul biologic este diferit de la o specie la alta şi în cele mai multe cazuri el se situează deasupra temperaturii minime de germinaţie. De exemplu, pentru porumb şi fasole el este de 10°C iar pentru floarea soarelui 7°C.
148
Fig. 13.2 - Dependenţa vitezei de creştere de temperatură
Relaţia (13.3) este utilă pentru estimarea creşterii sau a realizării unei faze sau ansamblu de faze, în condiţiile în care se cunoaşte modul de acţiune al temperaturii asupra vitezei de creştere sau dezvoltare ceea ce revine la cunoaşterea funcţiei V (T). Acest lucru este posibil utilizând una din următoarele legi (aproximaţii) bazate pe determinări experimentale: 1. Aproximaţia liniară V = a (T − To )
(13.4) în care a este panta dreptei care aproximează creşterea (constantă varietală). Această relaţie, după cum arată şi determinările experimentale, este aplicabilă pentru o gamă de temperaturi cuprinse între pragul TO şi o temperatură maximă peste care viteza de dezvoltare scade rapid. Creşterea se obţine prin însumarea creşterilor elementare : t2
X =a
∫ (T − To ) dt
(13.5)
t1
sau, dacă însumarea se face pe intervalul de timp necesar pentru realizarea unei faze fenologice (N zile) iar Ti este temperatura medie din ziua “i“ : N
X =a
∑ (Ti − To )
(13.6)
i =1
Diferenţele între media termică a unei zile şi pragul biologic sunt cunoscute ca temperaturi zilnice efective, (Ti - To), şi ele sunt considerate grade zilnice utile pentru creştere (Mică Enciclopedie Agricolă, 1988). Realizarea unei faze pentru o specie dată se petrece numai dacă se acumulează un anumit număr de grade zilnice utile. Sumele de temperaturi medii zilnice efective necesare pentru realizarea fiecărei faze fenologice, exprimă din punct de vedere cantitativ cerinţele plantelor faţă de temperatură şi sunt întâlnite în literatura de specialitate şi sub denumirea de indici termici (Neacşa,ş.a.,1979), sau de constante termice. Valorile acestor sume de temperatură pentru câteva culturi sunt date în tabelul 13.1:
149
Tabelul 13.1 Indicii termici caracteristici pe interfaze la principalele culturi de câmp (după Neacşa, 1979) Cultura
INTERFAZA
Grâu de toamnă
Semănatrăsărit 120°C (>0°C)
Porumb
Semănat - răsărit 100°C (>0°C)
Floarea soarelui
Semănat- răsărit 85°C (>5°C)
Sfeclă de zahăr
Semănat- răsărit 150-200° C (>0°C)
Răsărit-înfrăţit 400-450°C(>0°C)
Formarea paiuluiÎnspicare 295°C (>5°C)
Inspicare maturitate ceară 540°C (>5°C) Răsărit Semănatapariţia paniculului maturitate deplină 460-700°C (>10°C) 1280-1650°C (>10°C) Răsărit- înflorit InfloritSemănatMaturitate ceară maturitate 900-970°C(>5°C) deplină 1200-1600°C 2200-2600°C (>5°C) Inceperea alungirii Răsărit-începerea alungirii hipocotilului hipocotiluluimaturitate de recoltare 600-700°C (>0°C) 1900-2100°C (>0°C)
Când suma de temperaturi se face în raport cu zero fizic, se mai foloseşte noţiunea de temperaturi active. Sumele de temperatură se exprimă în grade-zi. Un grad-zi corespunde unei diferenţe de 1°C între temperatura medie zilnică a aerului şi o temperatură de referinţă (prag). Aceste praguri s-au stabilit pe baza analizelor statistice a datelor de observaţie asupra culturilor. Metoda sumelor de temperatură este utilizată în principal în prognoza datelor de producere a diferitelor stadii fenologice. Plecând de la cunoaşterea constantelor termice pentru realizarea fiecărei faze fenologice ale unei specii şi ţinând cont de valorile prognozate ale temperaturii, se poate stabili, cu o precizie acceptabilă, data la care se vor “acumula“ gradele-zi necesare realizării unei anumite faze. Astfel, prin comparaţie cu temperaturile normale pentru o perioadă, lucrările agricole specifice anumitor faze de vegetaţie vor trebui planificate decalat în timp, după cum temperaturile prognozate se situează peste sau sub normal. Aceste sume de temperaturi sunt utile de asemenea pentru zonarea agroclimatică. Resursa termică are manifestări diferite în spaţiu şi timp ceea ce determină existenţa unor regiuni în care temperaturile medii, maxime sau minime cumulate pe anumite intervale de timp să fie şi ele diferite. Zonarea sumelor temperaturilor medii peste pragul de 10°C, de exemplu, se foloseşte în mod curent ca indicator în decizia de a cultiva anumite specii acolo unde cerinţele plantelor se corelează cu oferta zonei. Una din limitele metodei sumelor de temperaturi se datorează faptului că ea nu este singurul factor climatic care afectează dezvoltarea. Cu toate că se acceptă în general temperatura ca factor principal pentru dezvoltare, trebuie luaţi în considerare şi ceilalţi factori climatici. Aceştia intervin ca modulatori, prin funcţii cu valori cuprinse între zero şi unu, care acţionează ca “frâne“ sau “acceleratori“ pentru creştere (Grancher, ş.a., 1995): Vi = Θ i (T ) ⋅ R i (T ) ⋅ Φ i (P ) ⋅ Ψ i (D )
(13.7)
150
în care: T reprezintă temperatura Vi - viteza de parcurgere a fazei “i“ Θ i (T ) - funcţie care exprimă efectul accelerator al temperaturii
R i (T ) - funcţie care exprimă efectul vernalizant al temperaturilor scăzute Φ i (P ) - funcţie care exprimă efectul fotoperioadei
Ψ i (D ) - funcţie care exprimă efectul deficitului hidric. Aceste funcţii sunt prezentate schematizat în figura 13.3. Stabilirea lor, considerată dificilă, trebuie făcută pentru fiecare genotip în parte.
Fig. 13.3 - Reprezentarea schematică a funcţiilor care exprimă efectul temperaturii, fotoperioadei şi a deficitului hidric asupra vitezei de creştere (după Grancher ş.a., 1995).
2. Aproximaţia exponenţială (metoda Q10 ) La temperaturi scăzute, variaţia vitezei de dezvoltare nu mai poate fi considerată liniară. Pentru această zonă de temperaturi s-a ajuns la concluzia că o lege exponenţială exprimă mai bine desfăşurarea proceselor de creştere şi dezvoltare:
V = a ⋅ eb T
(13.8) a şi b fiind constante varietale. Termenul Q10 desemnează raportul dintre viteza de creştere la temperatura (T+10) şi viteza de creştere la temperatura T :
V (T + 10) a ⋅ e b(T +10 ) = e 10 b Q10 = = b T V (T ) a⋅e Viteza de creştere devine astfel :
151
(13.9)
T 10 V = a ⋅ (Q10 )
(13.10)
Sumarea creşterilor (dezvoltărilor) elementare pe un număr N de zile conduce la : N
X =a
∑
Ti 10 (Q10 )
(13.11)
i =1
Ti - fiind, ca şi în cazul anterior, temperatura medie a zilei “i“. N
In aceste relaţii
∑
Ti (Q10 ) 10
este tot un indice de creştere sau dezvoltare.
i =1
S-a constatat că acest tip de aproximaţii permite urmărirea creşterii şi dezvoltării fazelor fenologice la plantele furajere în perioada de început de primăvară. Conform acestor legi este evident că vor trebui mai multe zile cu temperaturi scăzute pentru a atinge numărul de grade-zi sau sumele Q10 necesare realizării unei faze. Interesul practic este o mai bună planificare a datelor optime pentru semănat, recoltare, etc. Acţiunea frigului şi a căldurii asupra plantelor perene Unele plante, cum sunt cele perene, trec atât prin perioade active cât şi prin perioade de viaţă latentă (repaus) (Milică ş.a., 1982). In climatul temperat aceasta se datorează existenţei sezoanelor calde şi a celor reci. Durata repausului este impusă în principal de menţinerea temperaturilor scăzute. Aşa cum s-a mai menţionat temperaturile joase sunt necesare pentru înflorire şi fructificare. După parcurgerea repausului biologic are loc ieşirea plantelor din această stare şi ea se petrece când temperatura mediului ambiant depăşeşte un anumit prag biologic şi când s-au “acumulat“ un anumit număr de grade de frig. Pentru prognoza datei de apariţie a unei anumite faze fenologice cum ar fi înflorirea pomilor fructiferi, Bidabe (1967, citat de Guyot, 1997) a propus o metodă care ia în consideraţie acţiunea succesivă a frigului şi a căldurii: In prima etapă se determină data ieşirii din repaus considerând un indice de acţiune a frigului de formă exponenţială (asemănător cu indicele din secţiunea anterioară):
I f = (Q10 )
−
T 10
(13.12)
Autorul propune calcularea acestui indice cu ajutorul temperaturilor maxime TM şi a celor minime Tm începând cu data de 1 octombrie : T T ⎡ − M − m⎤ 1 ⎢ (Q10 ) 10 + (Q10 ) 10 ⎥⎥ If = (13.13) 2 ⎢ ⎢⎣ ⎥⎦ Data ieşirii din repaus va corespunde zilei în care suma indicilor de acţiune a frigului atinge un anumit prag (de exemplu în cazul soiului Golden Delicios valoarea pragului este 90). După această dată se ia în consideraţie acţiunea temperaturilor prin intermediul unui indice de acţiune a căldurii: Tm ⎤ TM ⎡ 1 ⎢ 10 (Q10 ) + (Q10 ) 10 ⎥⎥ Ic = (13.14) 2 ⎢ ⎢⎣ ⎥⎦ Înflorirea va avea loc atunci când suma indicilor de căldură va depăşi şi ea un prag (referindu-ne la acelaşi exemplu, valoarea de 620).
152
13.4. Variaţiile de temperatură. Mijloace de diminuare a efectelor dăunătoare ale temperaturilor extreme
O influenţă particulară o au variaţiile de temperatură, atât cele periodice (de tip diurn şi anual) cât şi cele neperiodice, accidentale. S-a evidenţiat rolul favorabil pe care îl are termoperiodismul. Astfel, s-a constatat că la unele plante creşterea este stimulată de acţiunea alternantă a temperaturilor diurne, mai ridicate, cu cele nocturne, mai scăzute (termoperiodism diurn). Există de asemenea un termoperiodism anual : numeroase plante nu pot înflori şi fructifica, aşa cum s-a văzut şi în secţiunea anterioară, decât dacă sunt supuse pe parcursul iernii unor temperaturi suficient de scăzute şi pe perioadă suficient de lungă (vernalizare). Termoperiodismul este strâns legat de fotoperiodism. Rezistenţa plantelor la variaţiile accidentale de temperatură, temperaturi excesive sau îngheţuri se explică prin capacitatea lor de termoadaptare, în special a aparatului foliar. Termoadaptarea este posibilă datorită schimburilor continue dintre plantă şi mediul înconjurător şi se sprijină pe particularităţile fiziologice ale plantei. Când însă condiţiile termice depăşesc limitele zonei biocinetice, la plante apar o serie de dereglări fiziologice. In cazul persistenţei temperaturilor extreme se apelează la o serie de mijloace ce au drept scop diminuarea pierderilor datorate acţiunii acestora. Temperaturile iau valori deosebit de ridicate în condiţiile unei insolaţii puternice, a lipsei apei la nivelul suprafeţelor şi în absenţa vântului. In aceste condiţii, în afara varietăţilor bine adaptate climatului local şi eventualelor riscuri de temperaturi ridicate, mijloacele de luptă sunt destul de limitate. Ele sunt îndreptate în principal în două direcţii: -reducerea radiaţiei solare prin umbriri (culturi sub strat de arbori, umbrirea serelor); -răcire (intensificarea evaporării apei direct de pe vegetaţie, utilizarea sistemelor de răcire în cazul serelor, irigaţii) . In ceea ce priveşte temperaturile scăzute (îngheţurile), în agrometeorologie trebuie făcută deosebirea între : - cele care se produc în perioada de iarnă, consecinţa prezenţei unei mase de aer reci şi uscate, şi care durează mai multe zile; împotriva acestora nu există nici un mijloc de protecţie în afară de rezistenţa naturală a vegetaţiei; ceea ce este deosebit de important în acest caz este modul în care se instalează temperaturile foarte scăzute: dacă temperatura aerului a scăzut progresiv, procesul de călire asigură rezistenţa plantelor; dacă aceasta se petrece brusc, plantele vor avea de suferit; - cele care se produc primăvara târziu şi care sunt datorate, în principal, pierderilor radiative nocturne; temperaturile pot coborî noaptea valori sub 0°C şi, în funcţie de starea vegetaţiei, se impune luarea de măsuri. La apariţia îngheţurilor de primăvară contribuie, pe lângă răcirea radiativă nocturnă, şi alţi factori : - absenţa vântului, - starea solului sau starea suprafeţei sale (solul intervine prin capacitatea sa de a înmagazina căldură ziua şi a o restitui suprafeţei în timpul nopţii; un sol tasat şi umed, cu capacitate calorică mare, va reduce într-o oarecare măsură riscul de îngheţ, în timp ce un sol lucrat la suprafaţă, va avea capacitate calorică redusă, accentuând riscul de îngheţ), - umiditatea aerului; aceasta tinde în general să limiteze răcirea suprafeţei: - advecţia de aer rece; poate apărea ca urmare a scurgerii arului rece, mai greu, de-a lungul pantelor, constituind un factor de agravare a riscului de îngheţ. Plantele sunt cu atât mai sensibile la îngheţurile de primăvară cu cât starea lor de vegetaţie este mai avansată. Asupra acestei probleme se va reveni în secţiunea consacrată
153
riscurilor meteorologice, temperaturile deosebit de scăzute ca şi cele excesive făcând parte din această categorie. Există metode pasive şi metode active de luptă împotriva îngheţurilor. Metodele pasive. Studiile agroclimatice efectuate pentru zonele de interes, completate cu informaţiile pe care le oferă teledetecţia în domeniul infraroşu termic, constituie punctul de plecare pentru o apărare pasivă. Aceasta constă în evitarea pantelor şi văilor unde aerul rece poate stagna, în utilizarea celor mai favorabile expuneri ale terenului, în efectuarea de lucrări ale solului care să-i mărească capacitatea calorică. Şi, nu în ultimul rând, trebuie ţinut cont de rezistenţa la temperaturi scăzute a anumitor varietăţi. Metodele active se bazează pe cunoaşterea prognozei agrometeorologice privitoare la riscul de îngheţ nocturn. Cu toate că există şi metode care se bazează pe aspecte biologice şi chimice, căi bacteriologice, acestea nu dau încă rezultate satisfăcătoare. Cel mai adesea sunt utilizate metodele prin care se realizează reducerea pierderilor radiative (acoperire cu folii de plastic, mulcire, etc.) sau încălzirea artificială (arderea de pneuri, utilizarea de panouri radiante). Se utilizează de asemenea udarea prin aspersiune, apa venind cu un surplus de energie care se datorează temperaturii sale în general mai mare decât a suprafeţei. Întrebări 1. Care sunt procesele care conduc la încălzirea, respectiv răcirea aerului? 2. Cum pot fi caracterizate variaţiile periodice ale temperaturii aerului? 3. Care este terminologia utilizată în practica meteorologică pentru caracterizarea zilelor şi nopţilor plecând de la extremele temperaturii aerului? 4. Care este cauza variaţiilor neperiodice ale temperaturii aerului? Specificaţi perioadele din an când pot apărea aceste perturbaţii. 5. Cum se defineşte viteza de creştere, respectiv viteza de dezvoltare la plante? 6. Ce reprezintă pragul biologic sau pragul aparent de dezvoltare? 7. Care sunt tipurile de aproximaţii (legi) utilizate pentru exprimarea vitezei de creştere? 8. Ce reprezintă temperaturile zilnice efective, indicii termici şi care este aplicabilitatea practică a cunoaşterii lor pentru diferitele culturi agricole şi faze fenologice? 9. Ce este termoperiodismul şi care este importanţa lui pentru plante?
1. 2. 3. 4.
Bibliografie Guyot, G. (1997) - Climatologie de l′environnement, Ed. Mason, Paris; Milică, C.,ş.a. ((1982) - Fiziologie vegetală, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; Neacşa, O., O. Berbecel (1979) - Climatologie şi agrometeorologie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; Mică enciclopedie agricolă (1988) - Coord. Prof. Dr.Doc. Gh. Bîlteanu, Ed. Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti.
154
CAPITOLUL 14 APA ÎN SISTEMUL SOL-PLANTĂ-ATMOSFERĂ
-
Cuvinte cheie: evaporaţie evapotranspiraţie umezeala aerului condensarea (sublimarea) vaporilor de apă depuneri ceaţă nori precipitaţii atmosferice regim pluviometric ploi acide ploi utile potenţial hidric bilanţ hidric secetă. Obiective: stabilirea rolului apei în sistemul sol – plantă – atmosferă (SPA); precizarea mărimilor ce caracterizează umezeala aerului; prezentarea condiţiilor în care are loc procesul de condensare în atmosferă şi a principalelor produse de condensare: depuneri, ceaţă, nori, precipitaţii atmosferice; explicarea circulaţiei apei în sistemul SPA; definirea evapotranspiraţiei şi prezentarea metodelor de estimare; prezentarea mărimilor implicate în bilanţul hidric al solului şi noţiuni despre prognoza umidităţii solului.
Apa, ca mediu intern, este implicată în toate procesele fundamentale ale organismelor vii. Ponderal, este constituentul cel mai important al plantelor şi animalelor. Apa constituie solventul universal, atât în mediul interstiţial cât şi în cel intracelular, în care au loc reacţiile chimice caracteristice materiei vii. Ea este vectorul de transport al materialelor de la un organ la altul şi de eliminare a produşilor de dezasimilaţie în afara organismelor vii. In cazul plantelor, apa, alături de CO2, este reactantul primar în fotosinteză. Având conductibilitate termică şi căldură specifică foarte mari, apa constituie factorul esenţial de tamponare a variaţiilor de temperatură în cadrul organismelor. In afara acestor funcţii de bază ale apei, mai pot fi enumerate şi altele (Săndoiu, 1996). Ca factor de mediu, participă la dizolvarea compuşilor din sol, transportul substanţelor nutritive, etc. Apa este prezentă atât în atmosferă, sub formă de vapori de apă, ceaţă, nori, cât şi pe suprafaţa solului şi în sol, ca urmare a căderilor de precipitaţii, a topirii zăpezii, la care, în unele situaţii, se adaugă aportul freatic. 14.1. Umezeala atmosferică
In atmosferă apa se găseşte sub toate cele trei stări de agregare, gazoasă (vapori de apă), lichidă (ploaie, nori, ceaţă, rouă) şi solidă (zăpadă, gheaţă, grindină). In mod continuu au loc transformări dintr-o stare în alta, însoţite fie de consum, fie de eliberare de energie.
155
14.1.1. Evaporaţia şi evapotranspiraţia (ET)
Apa aflată în atmosferă se găseşte în cea mai mare parte sub formă de vapori (~95%) care apar ca urmare a procesului de evaporare a apei de la suprafaţa lacurilor, mărilor, solului, precum şi ca urmare a transpiraţiei plantelor. Procesul complex, evapotranspiraţia, care reuneşte atât latura fizică cât şi pe cea fiziologică, va fi abordat, mai pe larg într-o secţiune special consacrată. Evaporaţia, trecerea apei din stare lichidă în stare de vapori, la suprafaţa unui lichid sau a unui mediu umed, la o temperatură inferioară punctului de fierbere, are loc în condiţiile în care presiunea vaporilor din aer este sub valoarea presiunii de saturaţie. Transformarea de fază este însoţită de consum de energie (căldură latentă) care este preluată din mediul înconjurător. Din aceste motive, evaporaţia (sau evapotranspiraţia) se poate exprima ca flux de căldură latentă (J m-2 sec-1). După cum deja s-a arătat, în bilanţul energetic al unei suprafeţe naturale, în condiţii de alimentare optime cu apă, în decursul unei zile, acest termen este unul din cei mai importanţi. Cantitatea de apă care se evaporară la nivelul unei suprafeţe depinde de : - radiaţia netă la nivelul suprafeţei - temperatura aerului şi cea a suprafeţei evaporante - viteza vântului la nivelul suprafeţei - deficitul de saturaţie - presiunea atmosferică - natura suprafeţei şi - cantitatea de apă disponibilă la nivelul suprafeţei considerate. Transpiraţia, pierderea de apă de către plante, în special la nivelul frunzelor, apare atunci când presiunea vaporilor de apă în celulele frunzelor este mai mare decât presiunea vaporilor din atmosferă. Ea este o funcţie vitală a plantelor deoarece contribuie la transportul substanţelor nutritive din sol în plantă şi, de asemenea, protejează planta de supraîncălzire. Transpiraţia este controlată de aceiaşi factori atmosferici ca şi evaporaţia, cărora li se adaugă o serie de factori caracteristici plantei sau învelişului vegetal : - stadiul de dezvoltare - indicele foliar - temperatura frunzelor - cantitatea de apă din sol accesibilă plantei. 14.1.2. Parametrii ce definesc umezeala aerului
Umezeala aerului, definită de cantitatea de vapori de apă din atmosferă, poate fi caracterizată printr-o serie de mărimi (INMH, 1995) şi anume: • tensiunea vaporilor de apă sau tensiunea actuală vaporilor de apă ( e ) reprezintă presiunea parţială a vaporilor de apă într-un volum de aer dat, aflat în echilibru termodinamic cu o suprafaţă evaporantă de apă sau gheaţă; se măsoară în unităţi de presiune (mm col Hg, mb, hPa). In cazul în care volumul de aer este saturat în vapori de apă, tensiunea actuală are valoarea maximă, numită tensiune de saturaţie sau tensiune maximă (E). dacă e < E , aerul este considerat nesaturat cu vapori de apă şi evaporaţia poate continua; dacă e = E , aerul este saturat cu vapori de apă; dacă e > E , ceea ce are loc numai în condiţii speciale, aerul este suprasaturat cu vapori de apă.
156
• umezeala absolută ( a ) - cantitatea de vapori de apă, exprimată în grame, conţinută într-un metru cub de aer umed; se exprimă în g/ m3 ; • umezeala specifică ( q ) - cantitatea de vapori de apă, exprimată în grame, conţinută într-un kilogram de aer umed; se exprimă în g/ kg; • umezeala relativă ( U ) - raportul procentual dintre tensiunea actuală a vaporilor de apă şi tensiunea maximă, în aceleaşi condiţii de temperatură : e U = ⋅ 100 (14.1) E Umezeala relativă arată cât de aproape este aerul umed de starea de saturaţie, definită prin egalitatea e = E , deci U = 100%. • deficitul de saturaţie sau de umezeală ( d ) - diferenţa dintre tensiunea maximă a vaporilor de apă şi tensiunea actuală, la o temperatură şi presiune date: (14.2) d =E−e • punctul de rouă (τ ) - temperatura la care aerul umed trebuie să se răcească pentru ca să devină saturat în prezenţa apei pure, fără schimbarea presiunii şi a raportului de amestec. La saturaţie tensiunea vaporilor devine egală cu tensiunea maximă iar temperatura aerului egală cu punctul de rouă. • raportul de amestec ( r ) - raportul dintre masa vaporilor de apă conţinuţi întrun volum de aer umed şi masa aerului uscat, conţinut în acelaşi volum de aer : e r = 0,622 (pentru aerul nesaturat) (14.3) p−e E r = 0,622 (pentru aerul saturat cu vapori de apă) (14.4) p−E 14.1.3. Variaţia zilnică şi anuală a umezelii aerului
Variaţia zilnică a umezelii aerului, redată fie prin valorile tensiunii actuale a vaporilor de apă, fie prin cele ale umezelii absolute sau specifice, se prezintă în anotimpul rece sub forma unei simple oscilaţii, cu un maxim şi un minim apropiate ca moment de timp de maximul şi minimul temperaturii aerului. In anotimpul cald, în regiunile continentale în special, umezeala aerului se prezintă sub forma unei duble oscilaţii ( două maxime, la orele 8 - 9 dimineaţa şi 22 seara şi două minime, în preajma răsăritului şi după - amiaza). Acest tip de variaţie este legat de formarea, în după - amiezele de vară, a curenţilor ascendenţi, care antrenează şi vaporii de apă de la suprafaţa Pământului. Umezeala relativă, U , se caracterizează printr-o variaţie zilnică inversă variaţiei temperaturii aerului. Amplitudinea sa zilnică este mai mare vara decât iarna. Variaţia anuală a umezelii aerului, exprimată prin valorile lui e, a sau q, prezintă un perfect paralelism cu variaţia anuală a temperaturii aerului. La latitudinile noastre, maximul se produce în iulie iar minimul în ianuarie. Variaţia anuală a umezelii relative, U, prezintă deosebiri importante de la regiune la regiune. In zona oraşului Bucureşti, de exemplu, această variaţie prezintă un maxim principal în decembrie şi unul secundar în iunie, şi un minim principal în august şi unul secundar în aprilie. 14.1.4. Variaţia cu înălţimea a umezelii aerului
Tensiunea actuală a vaporilor de apă din atmosferă scade cu creşterea înălţimii după o lege exponenţială asemănătoare cu cea urmată de presiune: 157
h 6300 eh = eo ⋅ 10 −
(14.5)
în care eo - tensiunea actuală a vaporilor de apă la nivelul solului, eh - tensiunea actuală a vaporilor de apă la altitudinea h. 14.1.5. Umezeala aerului şi plantele
Vaporii de apă, pe lângă faptul că provoacă variaţii ale temperaturii aerului şi dau naştere precipitaţiilor, influenţează în mod direct procesele vitale din cadrul organismelor vegetale. În cazul umezelii scăzute a aerului transpiraţia plantelor se intensifică şi consumul lor de apă creşte. Dacă apa pierdută nu poate fi compensată integral de apa din sol, celulele plantelor se deshidratează şi plantele se ofilesc. Umezeala atmosferică ridicată împiedică transpiraţia precum şi o serie de procese cum sunt polenizarea, înflorirea, fructificarea. Atacurile agenţilor patogeni sunt şi ele influenţate de umezeala atmosferei. De exemplu, majoritatea insectelor se dezvoltă bine atunci când umezeala relativă este cuprinsă între 45 şi 85 %. 14.2. Produse de condensare 14.2.1. Procesul de condensare (sublimare) a vaporilor de apă din atmosferă
Condensarea (sublimarea) vaporilor de apă din atmosferă depinde de mai mulţi factori care asigură condiţiile fizice necesare pentru transformările de fază ale apei, fiind de asemenea condiţionată şi de prezenţa nucleilor de condensare. Astfel, în atmosferă condensarea are loc atunci când: - temperatura aerului scade sub temperatura punctului de rouă, volumul său rămânând constant; - volumul suferă o destindere adiabatică , care conduce la răcirea lui; - apare, simultan, atât o scădere de temperatură cât şi de volum, ceea ce reduce capacitatea de reţinere a umezelii aerului, sub conţinutul existent anterior modificărilor amintite; - în urma procesului de evaporare, când umezeala aerului creşte până la saturaţie. Cel mai frecvent în natura este întâlnită scăderea temperaturii aerului sub temperatura punctului de rouă, ca urmare a unuia din următoarele fenomene : - răcire de contact, - amestecul maselor de aer cu temperaturi diferite, - răcirea dinamică a atmosferei. Răcirea de contact apare în situaţia în care o masă de aer cald şi umed se deplasează peste o suprafaţă mai rece. Într-o noapte senină, radiaţia puternică a suprafeţei solului va răci suprafaţa foarte rapid şi această răcire a suprafeţei se va extinde gradual asupra aerului umed din vecinătatea ei, reducându-i temperatura până la punctul la care apare condensarea. Produsele care rezultă sunt roua, ceaţa sau îngheţul, funcţie de cantitatea de umezeală implicată, de grosimea pe care se face resimţită răcirea aerului, precum şi de valoarea punctului de rouă. Amestecul diferitelor straturi în interiorul unei aceleiaşi mase de aer sau amestecul a două mase de aer cu temperaturi diferite, poate conduce de asemenea la condensare. Ca urmare, în masa de aer, suprasaturată cu vapori de apă, se vor forma nori. Amestecul vertical al aerului poate avea aceleaşi consecinţe.
158
Surplusul de umezeală din aer care apare ca urmare a evaporării, când un aer mai rece se deplasează deasupra unei suprafeţe mai calde, poate determina formarea ceţii. Cea mai importantă cauză a condensării rămâne totuşi procesul dinamic al destinderii adiabatice, însoţit de răcire. Destinderea adiabatică apare în cele mai multe cazuri datorită deplasărilor verticale ale aerului. In apropierea suprafeţei Pământului, majoritatea proceselor sunt ne-adiabatice, datorită tendinţei aerului de a se amesteca şi de a-si modifica unele din caracteristicile sale prin deplasări laterale, turbulenţă si alte procese fizice legate de acestea. Când însă un volum de aer are o deplasare verticală, transformările care au loc sunt de cele mai multe ori adiabatice, din cauză că aerul este, din punct de vedere termic, slab conducător şi volumul de aer, ca întreg, tinde să-şi păstreze propria sa identitate termică. Ca urmare a condensării sau sublimării vaporilor de apă din atmosferă, se formează produse de condensare alcătuite din picături fine de apă sau cristale de gheaţă. După locul unde iau naştere, se disting: 1. depunerile sau depozitele ( roua, bruma, chiciura ), atunci când condensarea are loc pe suprafaţa solului sau a obiectelor de pe sol; 2. ceaţa, atunci când procesele se produc în imediata vecinătate a solului; 3. norii, când procesele menţionate au loc în atmosfera liberă. 14.2.2. Depunerile sau depozitele
Se prezintă sub formă de rouă sau brumă, după cum temperatura solului sau a obiectelor de pe sol este superioară sau inferioară temperaturii de 0°C, dar apropiată acesteia. In condiţii de temperatură şi mai scăzută se formează chiciura. Procesul de formare a depunerilor, în general rezultatul unei răciri puternice prin radiaţie nocturnă, este favorizat de cerul senin şi de vântul slab. Roua este o depunere de picături de apă care se formează pe obiectele a căror suprafaţă este suficient de răcită, de obicei prin radiaţie nocturnă, pentru a provoca condensarea directă a vaporilor de apă conţinuţi în aer. Ea se depune îndeosebi pe suprafeţele orizontale şi se observă numai în perioada caldă a anului. Bruma reprezintă o depunere de gheaţă în formă de solzi, ace, pene sau evantaie şi care se formează pe obiectele a căror suprafaţă este suficient de răcită, de obicei tot prin radiaţie nocturnă, pentru a provoca direct sublimarea vaporilor de apă conţinuţi în aer. Fenomenul se observă numai în perioada rece a anului, în nopţile senine şi calme sau cu vânt slab. Bruma se observă la temperaturi uşor pozitive (2, 3°C) însă frecvenţa cea mai mare se constată la temperaturi de -2, -3°C. Vântul slab (până la 2 m/s) sau calm, umezeala relativă mai mare ca 80% şi nebulozitatea redusă, sunt condiţii care favorizează radiaţia nocturnă şi prin urmare şi bruma. Chiciura reprezintă o depunere de gheaţă provenită în general din îngheţarea picăturilor de ceaţă sau nor în stare suprarăcită, pe obiectele a căror suprafaţă are temperatură negativă. Se depune pe ramurile arborilor, pe conductorii aerieni, etc. Condiţiile de depunere pentru chiciura moale sunt temperaturile de -8° , -10°C şi vânt calm sau slab (2-3 m/s). Chiciura tare (granulară) este favorizată de prezenţa vântului, intensitatea depunerii crescând odată cu creşterea vitezei vântului. Frecvent la munte se ating grosimi de 20-30 cm, ceea ce corespunde unei supraîncărcări de 4 - 6 kg/m. Din această cauză chiciura este considerat un
159
fenomen periculos prin pagubele pe care le poate provoca la conductorii aerieni şi la crengile pomilor.
14.2.3. Ceaţa
Ceaţa, ca şi norii, reprezintă din punct de vedere fizic, sisteme coloidale, alcătuite din particule fine de apă şi/sau cristale de gheaţă, care rămân în suspensie un anumit timp în aerul atmosferic şi care şi care reduc în mod sensibil transparenţa aerului (vizibilitatea). Pentru formarea ceţii este necesară saturarea aerului cu vapori de apă. Saturaţia se realizează, după cum s-a arătat, prin răcirea aerului sau creşterea conţinutului în umezeală. Răcirea, sub temperatura punctului de rouă, se poate produce ca urmare: - a radiaţiei nocturne; - advecţiei unei mase de aer mai cald şi umed deasupra unei suprafeţe mai reci; - ascensiunii aerului pe pantele unor forme de relief, ceea ce antrenează destinderea aerului; - advecţiei unei mase de aer mai rece şi umed; - creşterii conţinutului de umezeală ca urmare a evaporării la suprafaţa întinderilor mari de apă (râuri, lacuri, mări, soluri umede) sau ca urmare a apropierii unui front atmosferic. In funcţie de aceste procese care conduc la formarea lor, ceţurile se clasifică în : • ceţuri de radiaţie - care apar deasupra suprafeţei solului care pierde căldura acumulată, prin radiaţie; ele se formează în condiţii de cer senin şi vânt slab, şi un rol determinant îl are natura suprafeţei subiacente; • ceţuri de advecţie - care se formează ca urmare a transportului unor mase de aer umed, calde sau reci, pe deasupra unor suprafeţe mai calde; • ceţuri de pantă - se dezvoltă în aerul care are o mişcare de ascensiune de-a lungul unei pante şi care se răceşte prin destindere adiabatică; • ceţuri de evaporare - cele care apar ca urmare a creşterii cantităţii de vapori de apă ca rezultat al unei evaporări intense; • ceţuri frontale - cele care apar prin creşterea cantităţii de vapori de apă datorată precipitaţiilor ce însoţesc fronturile şi evaporaţiei de pe solul umezit. In afara clasificării după modul în care iau naştere, ceţurile mai pot fi clasificate şi după alte criterii, ca de exemplu : • după starea de agregare a particulelor care compun ceaţa: ceţuri apoase (formate din picături fine de apă) şi ceţuri de gheaţă (formate din cristale fine de gheaţă) care se formează la temperaturi mai mici de -10°C prin îngheţarea picăturilor. • după intensitate (care poate fi apreciată prin gradul de reducere a vizibilităţii), ceţuri : dense, moderate, slabe şi, ca o categorie distinctă, aerul ceţos. In aerul ceţos vizibilitatea orizontală este sub 10 km dar nu mai puţin de 1 km. In zonele unde poluarea aerului este mare, în condiţiile existenţei ceţii se formează smog-ul, rezultat al reacţiilor picăturilor de apă cu particulele de poluant. Ca efecte, importante pentru agrometeorologie, ale prezenţei ceţii într-o anumită regiune menţionăm reducerea radiaţiei solare care ajunge la suprafaţa solului (cu consecinţe asupra producţiei agricole, dacă acest tip de evenimente meteorologice au frecvenţă crescută) şi creşterea duratei de umectare a organelor aeriene (ceea ce favorizează dezvoltarea anumitor boli). Umectarea, care poate fi şi rezultatul precipitaţiilor atmosferice sau al udării prin aspersiune, împreună cu temperatura aerului sunt considerate variabile agrometeorologice pertinente pentru prognoza micozelor aeriene şi a dăunătorilor. 160
14.2.4. Norii
Norii se formează în condiţiile în care condensarea sau sublimarea vaporilor de apă are loc în atmosfera liberă. Din punct de vedere al microstructurii fizice şi a stării de agregare în care se găsesc particulele care formează norii, aceştia pot fi împărţiţi în : • nori apoşi, alcătuiţi din picături fine de apă (2 - 5 µm sau 50 - 150 µm) aflate la temperaturi pozitive sau negative (cazul apei suprarăcite); • nori de gheaţă, alcătuiţi din cristale de gheaţă şi • nori micşti, care constau dintr-un amestec de picături de apă suprarăcită şi cristale de gheaţă. Norul nu este un sistem stabil. El se află în continuă transformare datorită fenomenelor de condensare şi evaporare care se petrec în masa sa şi, de asemenea, datorită mişcărilor ascendente şi descendente ale particulelor care alcătuiesc norul. Clasificarea norilor se face, în principal, pe baza a două criterii : 1. Procesul fizic care stă la baza formării lor şi care conduce la clasificarea genetică. Acest proces este în general răcirea prin destindere adiabatică asociată unei mişcări ascendente a aerului. In troposferă, unde se formează aproape totalitatea norilor, ascensiunea aerului poate avea mai multe cauze : - prezenţa curenţilor de convecţie (nebulozitate convectivă); - existenţa unor pante (forme de relief) în drumul maselor de aer, pe care le obligă la ascensiune (nebulozitate orografică); - ascensiunea aerului pe suprafeţele frontale (nebulozitate frontală). 2. Aspectul exterior (morfologia norului). Pe baza acestor criterii a fost stabilită clasificarea internaţională care grupează norii în genuri, specii şi varietăţi, ceea ce permite identificarea şi codificarea lor în mesajele meteorologice. Se deosebesc 10 genuri de nori: Cirus (Ci) Cirocumulus (Cc) Cirostratus (Cs) Altocumulus (Ac) Altostratus (As)
Nimbostratus (Ns) Stratocumulus (Sc) Stratus (St) Cumulus (Cu) Cumulonimbus (Cb)
Speciile (ca de exemplu fibratus, uncinus, spissatus, castellanus, etc) exprimă unele particularităţi caracteristice ale formei norului. Norii mai pot prezenta unele caracteristici particulare, determinate de modul diferit de aranjare a elementelor constitutive, precum şi de gradul de transparenţă. Aceste caracteristici sunt exprimate prin varietatea norilor (intortus, vertebratus, modulatus, radiatus, etc). Diferenţierea norilor în cadrul clasificării internaţionale se face şi în funcţie de plafonul lor. Există astfel : - nori înalţi (situaţi în etajul 5 - 13 km) : Ci, Cc şi Cs; - nori mijlocii (situaţi în etajul 2 - 7 km) : Ac - nori inferiori (care au plafonul între suprafaţa terestră şi 2 km) : Sc, St Celelalte genuri de nori (As, Cu) se pot extinde pe cel puţin două etaje sau pe toate trei ( Ns, Cb). Prin nebulozitate se înţelege, în sens general, totalitatea norilor de pe bolta cerească iar în sens restrâns, gradul de acoperire a cerului cu nori (INMH, 1995). Nebulozitatea se apreciază în zecimi din bolta cerească. După gradul de nebulozitate zilele se pot clasifica în :
161
- zile senine, pentru care nebulozitatea este cuprinsă între 0 şi 3,5; - zile noroase, cele cu nebulozitate între 3,6 şi 7,5 şi - zile acoperite, cu nebulozitate între 7,6 şi 10. La latitudinea la care este situată ţara noastră, nebulozitatea zilnică prezintă caracteristici diferite funcţie de anotimp. Iarna are două maxime, unul principal în primele ore ale dimineţii şi cel de-al doilea către mijlocul după amiezii, şi două minime, cel principal înregistrându-se după miezul nopţii. Vara, nebulozitatea prezintă un minim dimineaţa şi un maxim principal după amiaza. Variaţia anuală diferă semnificativ de la regiune la regiune. Nebulozitatea prezintă importanţă deosebită atât din punct de vedere meteorologic, cât şi agricol. Intre altele, ea contribuie la reducerea cantităţii de energie radiantă solară care ajunge la suprafaţa Pământului, cu implicaţii directe asupra funcţionării învelişului vegetal. 14.3. Precipitaţiile atmosferice. Influenţa precipitaţiilor asupra solurilor şi plantelor
Precipitaţiile atmosferice sunt reprezentate de toate produsele de condensare şi sublimare a vaporilor de apă din atmosferă care ajung la suprafaţa Pământului sub formă lichidă, solidă sau mixtă. Privitor la precipitaţiile atmosferice trebuie precizat modul în care iau naştere, apoi felul, durata şi intensitatea lor. Importanţă prezintă şi cantitatea de apă care rezultă din precipitaţii precum şi influenţa acestora asupra solului şi plantelor. Mecanismul formării precipitaţiilor Picăturile de apă existente în nor, formate direct pe nucleele de condensare, sunt extrem de mici în marea lor majoritate şi nu pot părăsi norul. Pentru creşterea şi precipitarea picăturilor din cele mai multe tipuri de nori se acceptă la ora actuală două mecanisme: 1. Coliziunea particulelor (particule de apă, cristale de gheaţă sau picături de apă suprarăcită) şi fuziunea acestora ca urmare a dinamicii interne a masei de aer din masa norului. Fuziunea se realizează prin trei tipuri de procese şi anume coalescenţă (când ambele particule sunt lichide), agregare (combinarea a două particule solide) şi acreţie (combinarea unei particule lichide cu una solidă). 2. Procesul Bergeron - Findeisein legat de existenţa în nor a cristalelor de gheaţă şi a picăturilor de apă suprarăcită aflate unele în vecinătatea altora, procesul fiind relativ independent de dinamica acestora. Forma, durata şi intensitatea precipitaţiilor După condiţiile de formare, temperatura şi sistemul noros din care cad, pot fi observate următoarele forme de precipitaţii: - Ploaia - precipitaţia sub formă de picături de apă care pot fi observate distinct şi care cad din nori predominant stratiformi (Ns, As, Sc). Poate avea caracter continuu sau intermitent sau caracter de aversă. - Aversa de ploaie - este ploaia caracterizată prin începerea şi încetarea aproape bruscă şi prin variaţii de intensitate rapide, uneori violente. Cade de obicei din nori de origine convectivă (Cb). Este însoţită uneori şi de fenomene orajoase. - Burniţa - este o precipitaţie uniformă caracterizată prin picături de apă foarte fine (sub 0,5 mm diametru) şi dese care cad întotdeauna din pături noroase continui şi în majoritatea cazurilor joase (St). - Ninsoarea (zăpada) - este o precipitaţie solidă sub formă de cristale de gheaţă, izolate sau unite între ele. Cade, ca şi ploaia, din norii predominant stratiformi.
162
-
Aversa de ninsoare - este ninsoarea caracterizată prin început şi sfârşit brusc, prin variaţii bruşte ale intensităţii, prin fulgi de dimensiuni mari. Cade din norii Cb şi este însoţită uneori de fenomene orajoase. - Lapoviţa - este un amestec de picături de ploaie şi fulgi de zăpadă care cade dintr-un nor, la temperaturi apropiate de 0°C. - Aversa de lapoviţă - este lapoviţa cu caracter de aversă ce are particularităţi asemănătoare cu cele ale aversei de ninsoare. - Măzărichea moale - este o precipitaţie sub formă de particule de gheaţă albă şi opacă ce cade dintr-un nor. Particulele sunt conice sau rotunjite iar diametrul lor poate atinge 5 mm. - Măzărichea tare - reprezintă o precipitaţie sub formă de particule de gheaţă translucidă sau transparentă, de formă sferică cu vârfuri conice, care cade dintr-un nor. Căderile de măzăriche au întotdeauna caracter de aversă. - Grindina - este formată din particule de gheaţă (greloane) transparente sau opace, în general de formă sferoidală, conică sau neregulată. Diametrul lor poate fi de 5 - 50 mm şi cad din nori fie separat fie aglomerat în blocuri de formă neregulată. Cade în general în perioada caldă a anului din norii Cb şi este însoţită de averse de ploaie şi uneori de oraje puternice şi vânt tare. Mai pot fi menţionate ca forme de precipitaţii granulele de gheaţă şi acele de gheaţă, acestea din urmă observându-se în condiţii de cer senin, timp rece şi calm. Cantitatea se exprimă prin grosimea stratului de apă ce s-ar forma după căderea precipitaţiilor pe o suprafaţă plană, impermeabilă, şi se măsoară în mm de apă sau L / m2. După cantitate deosebim precipitaţii: - slabe, neînsemnate cantitativ (burniţele) - moderate - puternice, abundente (aversele) Intensitatea este dată de cantitatea de apă căzută într-o unitate de timp. După intensitate putem deosebi precipitaţii torenţiale şi netorenţiale. Pentru a stabili caracterul torenţial al unei ploi se utilizează mai multe criterii din care amintim criteriul Yarnell (Moţoc, ş.a., 1975, Guş, ş.a.,1998):
(14.6) it ≥ 0,254 + 5,08 t −1 în care it reprezintă intensitatea medie pe durata t; t - durata nucleului torenţial al ploii. Limitele de torenţialitate variază de la o regiune geografică la alta. Pentru România ele sunt date în tabelul 14.1. Tabelul 14.1 Limitele de torenţialitate a ploilor ( după Moţoc, 1963) Durată (min) Intensitate (mm/ min) 1–5 1 6 – 15 0,8 16 – 30 0,6 31 – 45 0,5 46 – 60 0,4 61 – 120 0,3 121 – 180 0,2 peste 180 0,1
163
Informaţia despre torenţialitatea ploilor este importantă pentru stabilirea agresivităţii pluviale. Ea este dată de produsul dintre energia cinetică a ploii şi intensitatea medie maximă pe durata de 30 minute. Pentru că acest mod de estimare este dificil, s-a propus ca pentru agresivitatea pluvială să se utilizeze anumiţi indicatori (Moţoc, ş.a., 1975) ca de exemplu: I1 = P ⋅ i15 (14.7) în care P - reprezintă cantitatea de precipitaţii (mm); i15 - intensitatea medie pe 15 minute a nucleului torenţial al ploii(mm/min).
Clasificarea precipitaţiilor se poate face utilizând şi alte criterii în afara celor prezentate. Astfel, • după condiţiile de formare există: - precipitaţii convective (asociate răcirii prin destindere adiabatică a maselor de aer aflate în mişcare de ascensiune datorată convecţiei), - precipitaţii frontale (asociate mişcărilor ascendente ale aerului de-a lungul suprafeţelor frontale), - precipitaţii orografice (sau de relief, asociate ascensiunii aerului pe diferite forme de relief). • după starea de agregare ; conform acestui criteriu există precipitaţii: - lichide (ploaia, burniţa) - solide (zăpada, măzărichea, grindina) - mixte (lapoviţa) • după modul în care cad în timp - continue - intermitente. Variaţia zilnică şi anuală a cantităţilor de precipitaţii Şi în cazul precipitaţiilor, care dintre toate elementele şi fenomenele meteorologice sunt caracterizate prin cel mai înalt grad de variabilitate, atât în spaţiu cât şi în timp, se pot distinge totuşi variaţii periodice. In cazul variaţiei zilnice a cantităţilor de precipitaţii trebuie făcută distincţia între tipul continental şi cel maritim. In primul caz, valoarea maximă a cantităţilor de precipitaţii se înregistrează în orele de după amiază, când intensitatea mişcărilor convective este maximă. Minimul se înregistrează aproape de miezul nopţii. In plus, se înregistrează un maxim secundar în orele de dimineaţă şi un minim secundar înainte de amiază. Tipul maritim este caracterizat printr-un maxim noaptea sau dimineaţa şi printr-un minim după-amiaza. La latitudini mijlocii, deasupra continentelor, cantitatea de precipitaţii care se înregistrează într-un an, prezintă un maxim vara şi un minim iarna. Deasupra oceanelor, situaţia se inversează. Regimul pluviometric Regimul pluviometric al unei regiuni este o caracteristică extrem de importantă pentru climatul acelei regiuni. El este dat de cantitatea anuală de precipitaţii care se înregistrează, precum şi de repartiţia ei în decursul anului. In afara acestor date, pentru o caracterizare completă sunt necesare de asemenea maximele şi minimele lunare şi anuale, grosimea stratului de zăpadă, cantităţile de apă provenite din topirea zăpezii, numărul de zile cu sol acoperit cu zăpadă, data primei şi ultimei ninsori, etc. Regimul pluviometric al unei zone (localităţi) poate fi caracterizat şi prin coeficienţii pluviometrici ai fiecărei luni. Aceşti coeficienţi reprezintă raportul dintre cantitatea de
164
precipitaţii care s-a înregistrat într-o lună şi cea care s-ar fi înregistrat dacă totalul anual ar fi fost egal repartizat. Prin intermediul lor se poate aprecia caracterul mai mult sau mai puţin ploios al unei luni în funcţie de totalul anual. Zilele consecutive cu şi fără precipitaţii se pot grupa în perioade ploioase (în care zilnic sau aproape zilnic se înregistrează precipitaţii), perioade de uscăciune (cel puţin 5 zile consecutive în care nu s-au semnalat precipitaţii) sau de secetă (dacă cel puţin 10 zile consecutive în sezonul cald şi 14 zile în cel rece nu s-au semnalat precipitaţii). Influenţa precipitaţiilor asupra solurilor şi plantelor Influenţa asupra solurilor depinde atât de caracteristicile precipitaţiilor cât şi de însuşirile terenului (pantă, însuşiri ale solului sau rocii ) pe care cad : - ploile intense se scurg pe suprafaţa solului şi îl spală fără a pătrunde în el, nefiind utile plantelor. De asemenea împiedică primenirea aerului din sol, înrăutăţind condiţiile de viaţă ale microorganismelor; - ploile torenţiale distrug structura glomerurală a solului şi accentuează eroziunea solului. Efect erozional are şi zăpada în timpul topirii sale. Pentru diminuarea acestor efecte se recomandă un complex de măsuri antierozionale în special pentru terenurile în pantă (Guş, ş.a., 1998); - picăturile de ploaie pot avea ce efecte şi compactarea solului şi reducerea permeabilităţii : la o creştere a diametrului picăturilor de la 1 la 5 mm, permeabilitatea a scăzut cu 70% (Guş, ş.a.,1998); - ploile liniştite sunt cele mai utile pentru plante, ele fiind reţinute cel mai bine de sol. Ii pot mări acestuia fertilitatea prin azotul pe care îl aduc sub formă de nitraţi şi săruri amoniacale din atmosferă. Influenţa asupra plantelor. Precipitaţiile au asupra plantelor atât acţiune directă cât şi indirectă. Cât priveşte acţiunea directă asupra plantelor, precipitaţiile: - favorizează germinaţia seminţelor (când nu sunt în exces), - spală pulberile de pe frunze, facilitând astfel respiraţia şi asimilaţia clorofiliană; - ploile abundente şi de lungă durată împiedică procesul de fecundare, întârzie maturaţia, pot scutura florile, fructele sau seminţele. Urmările pot deveni catastrofale dacă ploile sunt însoţite de grindină. Astfel, la sfârşitul lunii iunie 1999, în judeţul Dîmboviţa (Comuna Poiana), pe o rază de câţiva km pătraţi,a căzut o cantitate masivă de grindină care sa depus ca un strat cu grosimi care au ajuns la 15 cm, distrugând absolut toate culturile din această zonă. Grindina este deosebit de periculoasă în perioada de înflorire şi coacere a culturilor când organele distruse nu se mai pot reface. - slăbesc ploile torenţiale înrădăcinarea plantelor; - precipitaţiile sub formă de zăpadă, pe lângă faptul că îşi aduc contribuţia la formarea rezervelor de apă din sol, au rol protector, în cazul temperaturilor scăzute din timpul iernii, atât pentru plante cât şi pentru sol. Efectele indirecte ale precipitaţiilor asupra plantelor sunt consecinţa acţiunii acestora asupra solului şi depind de capacitatea sa de absorbţie, natura lui şi a acoperirii sale, de pierderile de apă prin evaporaţie. O categorie aparte de precipitaţii, în special datorită efectelor lor deosebite, o constituie ploile acide. Apa din sol, rezultantă a bilanţului hidric, în care precipitaţiile joacă un rol esenţial, intervine în aprovizionarea cu apă a plantelor. Lipsa precipitaţiilor şi a apei din sol determină apariţia secetei, fenomen complex care provoacă un dezechilibru între cerinţele plantelor faţă de apă şi posibilităţile lor de aprovizionare. Ea apare atunci când regimul precipitaţiilor este anormal de scăzut şi este
165
amplificată de uscăciunea aerului atmosferic şi de prezenţa vântului. Plantele prezintă diferite moduri de a reacţiona la condiţiile de secetă: închiderea stomatelor pentru reducerea pierderilor de apă prin transpiraţie, extinderea rădăcinilor mai adânc în sol, căderea unor frunze. După cerinţele faţă de apă, plantele se împart în plante xerofite (cele adaptate la regimuri secetoase), mezofite (care necesită cantităţi moderate de apă) şi plante hidrofite (care necesită cantităţi excesive de apă). Ploile acide Compoziţia chimică a picăturilor apei de ploaie este rezultatul încorporării particulelor de aerosoli şi al absorbţiei gazelor. In zonele unde se emit în atmosferă substanţe acidifiante cum sunt acidul sulfuric şi acidul azotic , apa de ploaie prezintă o aciditate crescută. Impactul ploilor acide asupra solurilor şi plantelor este deosebit de cel al ploilor obişnuite (Dumitru, 1992) şi de aceea trebuie menţionate câteva aspecte. Influenţa asupra solurilor. Ploile acide conduc la creşterea acidităţii totale a solului principalele efecte care decurg ce aici fiind reducerea capacităţii de schimb cationic, mobilizarea ionilor de aluminiu, degradarea mineralelor primare, reducerea activităţii biologice, schimbări în proprietăţile de suprafaţă ale mineralelor şi compoziţia solului, pierderea de cationi bazici, reducerea potenţialului de descompunere, etc. Cu toate că nu numai ploile acide sunt cele care contribuie la acidifierea solului, efectele lor trebuie cunoscute şi luate măsuri de limitare şi combatere a fenomenului. Influenţa asupra plantelor. Frunzele plantelor pot fi puternic afectate prin deteriorarea stratului de ceară şi a epidermei sau datorită extracţiei şi spălării elementelor nutritive. Efecte vizibile apar atunci când plantele sunt expuse unor ploi cu pH-ul mai mic decât 4. Răspunsul plantei la acest tip de precipitaţii va depinde de durata şi frecvenţa expunerii, intervalul de timp dintre ploi, intensitatea ploii şi mărimea picăturii, etc. Pentru că posibilităţile de protecţie a plantelor împotriva ploilor acide sunt foarte reduse, singura măsură eficientă rămâne ca şi în cazul solurilor, limitarea la sursă a substanţelor acidifiante. Ploi utile (eficace) Din punctul de vedere al celui ce lucrează în agricultură, o ploaie este utilă sau eficace numai dacă ea poate fi utilizată de către plante deoarece, în multe situaţii, cantităţi însemnate se pierd prin scurgere de suprafaţă sau percolare. Ploaia utilă (eficace) se defineşte ca fracţiunea din cantitatea de precipitaţii care este efectiv interceptată de vegetaţie şi/sau stocată în orizontul de sol explorat de rădăcini şi care este utilizată pentru alimentarea evapotranspiraţiei sistemului sol-plantă (Guyot, 1997). Pentru calculul ploilor utile s-au propus (FAO, SCS) diferite formule empirice: Pu = a ⋅ Pt (14.8) ( Pt - fiind ploaia totală iar a - un coeficient cu valori cuprinse între 0,7 şi 0,9); sau: Pu = a ⋅ Pt + b când Pt ≤ z şi Pu = c ⋅ Pt + d când Pt ≥ z (14.9) (unde coeficienţii care apar în relaţii precum şi pragul z se stabilesc pe baza analizei datelor climatice locale). 14.4. Circulaţia apei în sistemul sol-plantă-atmosferă
In sistemul sol – plantă - atmosferă au loc în permanenţă transferuri ale apei de la o verigă la alta, în unele cazuri însoţite şi de transformări de fază. Aceste transferuri sunt
166
determinate de valoarea potenţialului apei în diferitele stări. Potenţialul hidric, Ψ , exprimă efectul diferitelor forţe de legătură (osmotică, capilară, de imbibiţie, etc.) care există între moleculele de apă şi constituenţii solului sau plantei. El se defineşte ca lucrul mecanic care trebuie efectuat asupra unităţii de masă de apă, situată într-un punct al sistemului, pentru ca aceasta să treacă din starea legată într-o stare de referinţă, corespunzând apei libere, la un nivel de referinţă, la aceiaşi temperatură. Potenţialul astfel definit este negativ (sistemul trebuie să primească energie) şi se exprimă în J m-3 = N m-2, ceea ce este echivalent cu o presiune exprimată în Pascali (Pa). Dacă se acceptă valoarea zero pentru potenţialul apei aflată în starea de referinţă, toate celelalte potenţiale ce caracterizează apa în stări legate vor fi negative. Apa va circula în sensul în care potenţialul său va descreşte. Circulaţia apei, din momentul în care a ajuns în sol, în zona radiculară, înseamnă succesiv : - absorbţia ei prin rădăcini, - transferul apei, prin sistemul conducător, de la rădăcini spre părţile aeriene ale plantei, difuzia prin spaţiile intercelulare şi stomatele frunzelor şi - difuzia din frunze în atmosferă. Această trecere a apei prin ţesuturile vegetale în atmosferă, transpiraţia plantelor, este prin urmare un proces complex, însoţit de o transformare de stare : în ţesuturi apa se află în stare lichidă, iar prin transpiraţie are loc trecerea ei în stare de vapori. Din punct de vedere fizic, transpiraţia este identică cu evaporaţia. In general, cantităţile de apă pierdută prin transpiraţie de către plante sunt apropiate de cele absorbite prin rădăcini, fluxul de apă putând fi considerat conservativ. După Guyot (1997), fluxul de apă, Φ w , în sistemul sol – plantă - atmosferă poate fi descris apelând la o analogie cu legea lui Ohm din electricitate: Φw =
dΨ r
(14.10)
d Ψ fiind diferenţa de potenţial hidric r rezistenţa la transferurile hidrice. sau, pe porţiuni : Absorbtia =
Ψ f − Ψa Ψ s − Ψr Ψr − Ψ f = = Transpiratia = rsr rp rs + ra
în care Ψr - potenţialul hidric al rădăcinilor rsr - rezistenţa la trecerea apei din sol în rădăcini Ψa - potenţialul hidric al vaporilor de apă din aer Ψ s - potenţialul hidric al solului Ψr - potenţialul hidric al frunzelor r p - rezistenţa internă a plantei rs - rezistenţa stomatică ra - rezistenţa atmosferei (stratului limită)
167
(14.11)
14.5. Evapotranspiraţia (ET). Metode de estimare
Aşa cum s-a arătat deja, evapotranspiraţia este fenomenul complex care combină atât pierderea de apă prin transpiraţie cât şi prin evaporaţie directă a apei din sol şi de la suprafaţa liberă a apelor. În practica agricolă curentă pentru desemnarea acestui fenomen este utilizată şi noţiunea de consum total de apă, transpiraţia fiind considerată consumul util prin plantă. Ca şi în cazul precipitaţiilor şi al evaporaţiei, evapotranspiraţia se măsoară prin înălţimea echivalentă de apă, într-un interval de timp (zi, decadă, lună, an). Consideraţiile asupra evapotranspiraţiei necesită precizări asupra terminologiei folosite. Terminologia utilizată pentru caracterizarea ET
Noţiunea de evapotranspiraţie potenţială (ETP) a fost introdusă în 1948 de către Thornthwaite. Conform definiţiei date de acesta, ETP corespundea pierderilor de apă prin evaporare directă de pe sol şi prin transpiraţia unui înveliş vegetal dens, bine dezvoltat, aflat în plină creştere, în condiţii de alimentare bună cu apă. Experienţa acumulată în anii care au urmat a condus la acceptarea următoarelor definiţii : - Evaporaţia potenţială (EP) corespunde situaţiei în care toate suprafeţele evaporante ale unui înveliş vegetal sunt acoperite cu apă, deci saturaţiei. Această mărime reprezintă posibilităţile maxime de evaporaţie în condiţii climatice date. Este un caz limită care, în condiţii naturale, se poate întâlni pe durata unei perioade relativ scurte de timp, după o ploaie sau după o udare abundentă prin aspersiune. - Noţiunea de cerinţă climatică, întâlnită în literatura de specialitate este, prin urmare evaporaţia potenţială (EP) indusă de climat la nivelul unei suprafeţe caracterizată printr-o disponibilitate totală în apă. - Evaporaţia potenţială teoretică (EP*) corespunde valorii maxime a EP, atunci când vegetaţia nu opune nici o rezistenţă transferului vaporilor de apă. In aceste condiţii evapotranspiraţia nu depinde decât de aporturile energetice prin factorii climatici şi este independentă de caracteristicile suprafeţei. Poate fi calculată cu ajutorul formulelor fizice de tipul formulei lui Penman. - Evapotranspiraţia reală (ETR) corespunde cazului general al condiţiilor naturale. Ea este egală cu cantitatea de apă care este în mod real pierdută prin evapotranspiraţie de către o cultură. Este o mărime variabilă şi aceasta se datorează dependenţei sale de o serie de factori : - condiţiile climatice şi în special de bilanţul radiativ şi de vânt; - apa disponibilă la nivelul suprafeţei, în fapt de rezistenţa opusă transferului apei de la plantă către atmosferă (în particular, rezistenţa stomatică); - caracteristicile părţilor aeriene ale învelişului vegetal (întindere, înălţime, dispunerea în spaţiu a suprafeţelor evaporante, etc.). - Evapotranspiraţia reală maximă (ETRM) reprezintă o valoare particulară a ETR a unui înveliş vegetal atunci când rezistenţa sa stomatică este minimă. Acesta presupune alimentare hidrică optimă a culturii. - Evapotranspiraţia potenţială climatică (ETPc) este evapotranspiraţia dată de formulele climatice, cum este formula lui Penman de exemplu, şi în care coeficienţi de corecţie introduc o valoare medie a rezistentei atmosferei la transferul vaporilor de apă. Valorile obţinute prin aceste calcule sunt mai mici decât cele ale EP* în aceleaşi condiţii. Termenul care interesează în practica agrometeorologică este ETR. Metodele cele mai precise pentru determinarea ei necesită mijloace tehnice deosebite şi foarte costisitoare ceea
168
ce a făcut să se apeleze la o metodă semi-empirică de evaluare a consumului şi necesarului real de apă al culturilor prin introducerea unor coeficienţi legaţi de cultură. Aceştia sunt constante de proporţionalitate între ETRM pentru cultura dată şi o evapotranspiraţie de referinţă, în general una climatică (ETPc sau ETRM pentru gazon de 5-10 cm) : ETRM cultura = k ⋅ ETPc (14.12) ETRM cultura = k ′ ⋅ ETRM gazon (14.13) Valoarea lui k nu este o constantă specifică plantei; ea variază în decursul sezonului de vegetaţie, fiind redusă la începutul şi la sfârşitul ciclului vegetativ (la porumb, de exemplu, 0,3-0,6) şi mare (1,1-1,2) la mijlocul acestuia. Metode de estimare a evapotranspiraţiei Metodele de estimare a evapotranspiraţiei pot fi clasificate în trei mari categorii : metode directe, metode indirecte şi modele de simulare. Metodele directe sunt bazate pe determinarea evapotranspiraţiei ca termen al bilanţului hidric al solului. Aceste metode utilizează ca mijloace experimentale bacurile de evaporaţie, lizimetrele, evapotranspirometrele. Metodele indirecte permit determinarea evapotranspiraţiei pe baza formulelor de calcul; aceste formule sunt fie rezultatul corelaţiilor statistice dintre datele climatice şi evapotranspiraţie (formule statistice), fie se bazează pe fundamentarea fizică a procesului (formule fizice), ceea ce face ca valorile obţinute să fie mai apropiate de realitate. Formulele permit în general estimarea ETPc, deci a cerinţei climatice, independent de tipul de cultură considerat şi se utilizează de obicei pentru intervale de timp superioare sau egale decadei.
FORMULE STATISTICE Formula Thornthwaite (1948) se bazează pe date care pot fi uşor determinate : temperatura medie a aerului (măsurată în adăpostul meteorologic) şi durata teoretică a zilei: ⎛ 10 T ⎞ ETPc = 16 ⋅ ⎜ ⎟ ⎝ I ⎠
a (I )
F (ϕ )
(mm/an)
(14.14)
în care: T - temperatura medie a aerului, I - indicele termic anual, sumă a celor 12 indici termici lunari : 12
1,514
⎛Tj ⎞ I= i j cu i j = ⎜⎜ ⎟⎟ ⎝ 5 ⎠ j =1 Tj - temperatura medie a lunii j a(I) - termen dependent de I dat de expresia
∑
(14.15)
a (I ) = 6,75 ⋅ 10 −7 ⋅ I 3 − 7,71 ⋅ 10 −5 ⋅ I 2 + 1,79 ⋅ 10 −2 ⋅ I + 0,49 (14.16) F(ϕ)- termen de corecţie funcţie de durata teoretică a insolaţiei şi care variază cu latitudinea şi sezonul. Formula Blaney şi Criddle (1950) utilizează temperatura medie a aerului şi durata relativă a zilei, exprimată în procente: ETPc = p ⋅ (0,46 ⋅ T + 8,13) (mm/zi) (14.17) DZ , DZ fiind durata zilei, în ore. unde p = 100 24
169
Formula Turc (1961) are două forme, funcţie de umiditatea relativă medie, U : • dacă U > 50% (situaţia cea mai des întâlnită în regiunile temperate) atunci: T (14.18) ⋅ H g ↓ + 2,09 (mm/decadă) ETPc = 3,11 ⋅ T + 15 • dacă U > 50% atunci se introduce un termen de corecţie H r care tine cont de advecţie : ⎛ 50 − H r ⎞ T ⎟ (mm/decadă) ⋅ H g ↓ + 2,09 ⋅ ⎜⎜1 + (14.19) ETPc = 3,11 ⋅ ⎟ 70 T + 15 ⎝ ⎠
(
(
)
)
FORMULE FIZICE Formula Penman este dedusă din ecuaţia de bilanţ energetic şi se potriveşte cel mai bine pentru o suprafaţă liberă de apă sau pentru gazon bine aprovizionat cu apă. Penman propune pentru EP* formula: H∗ + γ ⋅ Ea Δ⋅ ∗ L (mm/zi) (14.20) EP = Δ+ γ în care: H* este expunerea energetică netă la scara unei zile E a - puterea evaporantă a aerului E a = 0,26 [e(Ta ) − ea ] ⋅ (1 – 0,54 ⋅ u ) (14.21) ea - tensiunea medie a vaporilor de apă în aer u - viteza vântului L - căldura latentă de evaporare a apei Δ - panta curbei tensiunii vaporilor Δ=
⎞ e(Ta ) ⎛ 6463 ⋅ ⎜⎜ − 3,927 ⎟⎟ Ta ⎝ Ta ⎠
(14.22)
γ - constanta psihrometrică. Modelele de simulare permit estimarea ETR pentru un înveliş vegetal, separând contribuţia solului la evapotranspiraţie şi cea a transpiraţiei. Elaborarea lor are la bază cunoaşterea mecanismelor fizice care intervin în procesul de evapotranspiraţie. Dintre aceste modele amintim pe cele elaborate de Ritchie (1972), Shttleworth şi Wallance (1983), Van Baven ş.a. (1984), Lascano ş.a. (1987). 14.6. Bilanţul hidric. Prognoza umidităţii solului. Seceta
Diferitele procese elementare care alcătuiesc circuitul apei în sistemul sol-plantăatmosferă pot fi reunite prin ecuaţii de bilanţ, fie în sol, fie în plantă. Dacă ne referim la bilanţul hidric al solului, acesta este suma algebrică a "intrărilor", "ieşirilor" şi "stocurilor" de apă din sol. Acesta din urmă sunt reprezentate prin rezervele de apă în sol la momentele la care se realizează bilanţul şi ele pot fi determinate experimental, calculate sau prognozate. 170
Pentru bilanţul apei în sol se propune următoarea formulă (Canarache, 1990): R f − Ri = (P + M + A + S) − (E + T + D + S ′)
(14.23)
în care Ri - rezerva de apă din sol la începutul perioadei de calcul, Rf - rezerva de apă din sol la sfârşitul perioadei de calcul, P - cantitatea de precipitaţii căzută în perioada respectivă, M - suma normelor de udare (în cazul terenurilor irigate), A - aportul freatic, S - aport din scurgerile de pe formele mai înalte de relief, E - evaporaţia, T - transpiraţia, D - apa pierdută prin percolare sau drenaj (circulaţia spre adâncime a unei părţi din apa solului), S ′ - pierdere de apă prin scurgeri spre formele mai joase de relief. Calculele de bilanţ se pot efectua la diferite adâncimi ale profilului de sol, adâncimea de 100 cm fiind utilizată frecvent. De asemenea ele se pot realiza pentru perioade diferite de timp, funcţie de scopul urmărit: decadă, lună, fază de vegetaţie, perioadă de vegetaţie, anotimp sau întreg anul. Dacă situaţiile concrete permit neglijarea unora din componentele bilanţului hidric, atunci se poate utiliza o formă simplificată: R f − Ri = P − ET (14.24) Plantele necesită o alimentare aproape constantă cu apă pentru a împiedica apariţia constrângerilor hidrice care prejudiciază întotdeauna producţia. Efectuarea bilanţului hidric este importantă tocmai din acest punct de vedere, deoarece ea permite urmărirea rezervorului tampon al solului care reprezintă singura rezervă de apă ce permite culturilor să treacă prin perioade temporare de secetă, între două ploi sau două irigaţii. Planta se adaptează parţial diminuării rezervelor de apă datorită posibilităţilor sale de închidere a stomatelor ca şi a altor mecanisme.
Prognoza umidităţii solului. Apetroaiei (1977) a propus o metodă de prognoză a umidităţii solului, metodă ce utilizează următoarea ecuaţie: Raf = a + b1 ⋅ Rai + b 2 ⋅ P - b 3 ⋅ T
(14.25)
în care: Raf - rezerva de apă, accesibilă în sol, la sfârşitul perioadei de calcul
Rai - rezerva de apă, accesibilă în sol, la începutul perioadei de calcul P - precipitaţiile în cursul perioadei de calcul T - temperatura medie în perioada de calcul a, b1, b2, b3 - coeficienţi de regresie diferenţiaţi funcţie de cultură şi de perioada din an.
In fiziologie bilanţul hidric (al plantei) se defineşte ca raportul dintre cantitatea de apă absorbită de plantă şi cantitatea de apă pierdută prin transpiraţie, în acelaşi interval de timp.
171
In condiţii normale, apa pierdută prin transpiraţie este compensată de apa absorbită prin rădăcini, astfel încât bilanţul hidric este echilibrat, celulele îşi menţin turgescenţa, iar producţia de biomasă este mare. Atunci când transpiraţia creşte, cum este cazul zilelor călduroase de vară, sau în perioadele de secetă, bilanţul hidric devine subunitar şi în plante apare un deficit de apă. Ca urmare se instalează fenomenul de ofilire, temporară sau de durată, cu efecte negative asupra producţiei. Atunci când absorbţia radiculară este mai intensă decât transpiraţia, bilanţul hidric devine supraunitar, celulele plantei se suprasaturează cu apă şi apare procesul de gutaţie, prin acesta eliminându-se excesul de apă din ţesuturi. Constrângerea hidrică şi seceta Un bilanţ hidric caracterizat prin aporturi (provenite din ploi, irigaţii) mai mici decât pierderile (evapotranspiraţia în principal), conduce la reducerea rezervei de apă a solului şi la apariţia unei constrângeri hidrice. Modul în care o constrângere hidrică acţionează asupra plantei se explică cu ajutorul potenţialului hidric. Cu cât cerinţa climatică tinde să impună plantei o transpiraţie mai puternică, cu atât potenţialul apei în plantă va fi mai scăzut în scopul de a permite transferul apei din sol în plantă, şi aceasta datorită gradientului de potenţial mare care există între sol şi rădăcini. In general, potenţialul hidric este apropiat de cel al solului în timpul nopţii când evapotranspiraţia este zero sau foarte mică, dar coboară în timpul zilei cu atât mai jos în raport cu cel al solului cu cât cerinţa climatică este mai puternică. In aceste condiţii, prin constrângere hidrică se înţelege efectul acestui potenţial hidric în interiorul ţesuturilor vegetale, potenţial care, după valoarea sa, are o acţiune mai mult sau mai puţin inhibitoare asupra diverselor funcţii fiziologice. Aceste acţiuni se manifestă la nivelul fotosintezei, reglării stomatice, înfloririi şi maturaţiei, etc. Din consideraţiile prezentate rezultă faptul că este deosebit de important ca factorii climatici să nu inducă constrângeri hidrice în mod sistematic, iar, în caz contrar, să se poată interveni prin irigaţii. In zonele climatice nefavorabile, în care constrângerile hidrice sunt frecvente, chiar în cazul unei bune alimentări cu apă, se recomandă să se reducă cerinţa climatică prin realizarea de amenajări locale de tip perdele de protecţie sau umbriri în scopul de a valorifica rezervele de apă existente. Seceta este o constrângere hidrică prelungită (pe o perioadă de la mai multe zile până la câteva luni), cu repercusiuni din ce în ce mai grave pentru producţie. Seceta poate fi secetă atmosferică şi secetă pedologică. In cazul secetei atmosferice, lipsei precipitaţiilor i se adaugă umiditate relativă scăzută a aerului (sub 30%) şi temperaturi ridicate. Transpiraţia devine foarte intensă, plantele se ofilesc, dar îşi pot reveni în cursul nopţii când temperatura scade, dacă în sol există rezerva de apă necesară restabilirii echilibrului. Seceta pedologică se datorează faptului că solul nu mai poate furniza plantei suficientă apă pentru a înlocui apa pierdută prin transpiraţie. În afara acestor două tipuri de secetă există, după cum deja s-a menţionat, seceta fiziologică, generată de lipsa apei în plantă în condiţiile în care solul are umiditate corespunzătoare. In acest caz culturile suferă de lipsa de apă datorită cerinţei crescute de evaporare care însă din diferite cauze nu poate fi compensată. După cum s-a mai arătat, planta posedă numeroase mecanisme de adaptare şi recuperare care-i permit să compenseze în parte efectele secetei temporare. Apariţia unei perioade de secetă poate fi prognozată prin urmărirea bilanţului hidric al solului şi tot în acest mod se poate stabili aportul necesar din irigaţii pentru ca producţia să nu sufere.
172
In absenţa irigaţiilor, şi în plus dacă analizele agroclimatice arată că există o tendinţă sistematică către secetă, este recomandabil să se amelioreze condiţiile de mediu, luând în consideraţie condiţiile pedoclimatice locale. Mijloacele clasice de ameliorare vizează: - creşterea rezervei disponibile maxime (prin tehnici de lucrare a solului care reduc scurgerea şi, eventual, conduc la creşterea infiltraţiei); - conservarea acestei rezerve (de exemplu prin reducerea evaporaţiei de la suprafaţa solului); - ameliorarea varietăţilor pentru a le face cât mai puţin sensibile la constrângerile hidrice. Acestor măsuri legate de relaţia sol - plantă li se adaugă şi alte măsuri, amintite deja, care au drept scop reducerea cerinţei climatice. Pentru aceasta se apelează la mijloace de reducere a aporturilor de energie radiantă (culturi sub arbori sau anumite sisteme de cultură asociate), dar mai cu seamă măsuri care să reducă advecţia (amenajarea de perdele de protecţie, etc.). Întrebări
1. Care sunt parametrii ce caracterizează umezeala aerului? 2. In ce condiţii are loc procesul de condensare (sublimare) a vaporilor de apă din atmosferă? 3. Care sunt principalele tipuri de produse de condensare care se formează la suprafaţa solului şi în atmosfera liberă şi ce importanţă prezintă din punct de vedere agrometeorologic? 4. Prin ce se caracterizează diferitele forme de precipitaţii atmosferice? 5. Cum poate fi caracterizat regimul pluviometric al unei regiuni? Ce reprezintă perioadele ploioase, de secetă şi de uscăciune? 6. Care este semnificaţia potenţialului hidric şi cum se poate explica cu ajutorul lui circulaţia apei în sistemul SPA? 7. Cum se defineşte bilanţul hidric al solului şi care sunt termenii unui astfel de bilanţ? Bibliografie
1. Apetroaiei, Şt. (1977) - Evaluarea şi prognoza bilanţului apei din sol, Ed.Ceres, Bucureşti; 2. Dumitru, M. (1992) - Impactul ploilor acide asupra mediului ambiant. în vol. “Ecologie şi Protecţia Mediului“ (sub red. Ionescu, Al. ş.a.), Călimăneşti; 3. Ritchie, J.T. (1972) - Model for predicting evaporation from a row crop with incomplete cover, Water Res.Res., 8, 1204-1213; 4. Shutleworth,W.J., J.S.Wallace (1985) - Evaporation from sparse crops - an energy combination theory, Q.J.R.Meteorol.Soc.,11,839-855; 5. IMNH (1995) - Instrucţiuni pentru staţiile Meteorologice (red. Al. Sabău), Bucureşti.
173
CAPITOLUL 15 CLIMATOLOGIE GENERALĂ
-
Cuvinte cheie: climatologie climă perioadă climatică de referinţă scări climatice variabilitatea climatului tendinţa climatică clasificări climatice microclima indici climatici schimbări climatice Obiective: definirea climatului, prezentarea principalilor factori care generează climatul, a variabiliţăţii acestuia precum şi prezentarea principalelor scări climatice; prezentarea clasificărilor climatice, cu referire specială la clasificarea Koppen; caracteristicile elementelor climatice pe teritoriul României; precizarea noţiunii de microclimă şi a factorilor care determină diferitele tipuri de microclimat; definirea şi semnificaţia unor indici climatici globali 15.1. Definiţii. Noţiuni generale
Climatologia este disciplina care are ca obiect caracterizarea şi clasificarea diferitelor tipuri de climat, localizarea lor geografică, studiul cauzelor diversităţii lor şi, într-un loc dat, analiza variabilităţii lor temporale. Noţiunea de climă sau climat desemnează seria de stări ale atmosferei, deasupra unei regiuni, în succesiunea lor normală. In sens larg, noţiunea de climat conţine în ea de fapt două noţiuni: - cea de climat mediu, care corespunde ansamblului de condiţii care caracterizează starea medie a atmosferei într-un loc sau regiune dată şi - variabilitatea climatului, care corespunde dispersiei statistice a elementelor sale caracteristice în jurul valorii lor medii. Prin elemente climatice (sinonim cu elemente meteorologice) se înţeleg mărimile fizice sau fenomenele atmosferice, a căror combinaţie permite ca, pentru un anumit loc sau regiune, să se caracterizeze starea actuală sau obişnuită a atmosferei (starea timpului sau climatul). In ultimii ani se utilizează noţiunea de Sistem Climatic mai cuprinzătoare. Sistemul climatic se consideră alcătuit din cinci componente interactive: A - atmosfera, H - hidrosfera cu O - oceanele, C - criosfera, L - litosfera şi B - biosfera. Componentele sistemului climatic acţionează ca un sistem cascadă legat prin procese fizice ce implică fluxuri de energie, impuls şi materie la interfeţele sale, generând numeroase reacţii feed-back. Factorii care generează clima. Climatul este determinat de un complex de factori ce pot fi grupaţi în factori cosmici, geografici şi locali. Aceştia sunt: 174
- radiaţia solară - repartiţia uscatului şi apei - prezenţa curenţilor maritimi - trăsăturile majore ale reliefului - caracteristicile fizice ale întinderilor de apă - orientarea şi înclinarea reliefului - învelişul vegetal. Perioada climatică de referinţă este perioada pe parcursul căreia sunt constituite seriile cronologice, continue şi omogene, de observaţii meteorologice, care se găsesc în băncile de date. Durata acestei perioade a fost fixată de OMM (Organizaţia Meteorologică Mondială) la 30 de ani. La ora actuală se recomandă utilizarea intervalului 1961 - 1990. Valorile medii ale variabilelor climatice care sunt calculate pe această perioadă de referinţă sunt numite normale pentru fiecare lună şi an. Pentru analizele climatice este necesară de asemenea determinarea parametrilor statistici care caracterizează variabilitatea condiţiilor climatice în jurul valorilor medii. Scări climatice. Climatul se manifestă la diverse scări spaţiale. După întinderea zonei geografice luată în considerare se disting mai multe scări climatice. 1. Scara macroclimatului: se aplică unei zone geografice foarte întinse ( continent, ocean, ansamblului globului Pământesc). La această scară climatul este în principal condiţionat de : - distribuţia energiei radiante solare - circulaţia generală a atmosferei - contrastele uscat - apă. 2. Scara mezoclimatului: corespunde caracteristicilor climatice ale unei regiuni naturale de dimensiuni limitate (câmpie, vale, coastă, etc.). In afară de factorii deja menţionaţi la macroclimat, aici intervin şi caracteristicile geomorfologice regionale, capabile să modifice bilanţul energetic şi să perturbe circulaţia aerului: - topografia - învelişul vegetal - natura suprafeţei subiacente. In acest context se obişnuieşte să se utilizeze noţiunea de topoclimat pentru a desemna un climat local pentru care orografia constituie principalul factor determinant. 3. Scara microclimatului. Microclimatul reprezintă structura fină a stratului atmosferic adiacent unei suprafeţe limitată ca întindere şi suficient de omogenă. Se face referire, de exemplu la microclimatul unui câmp cu o anumită cultură, al unui lac, etc. Noţiunile de fitoclimat sau bioclimat sunt folosite pentru a desemna climatul natural sau artificial al mediului în care se dezvoltă plantele (sau, organismele vii). Criptoclimatul se referă la spaţiul restrâns, artificial (cameră, seră) sau al unei cavităţi naturale sau artificiale (peşteră). Pedoclimatul desemnează climatul solului. Temperatura şi umiditatea fiind singurii parametri climatici care se pot lua în consideraţie în acest caz, pedoclimatul poate fi caracterizat prin profilele termice şi hidrice, ca şi prin evoluţia lor în timp. La fiecare din scările climatice enumerate apar probleme particulare. Unele dintre acestea prezintă un interes deosebit pentru domeniul agricol. Variabilitatea climatului. După cum s-a amintit deja, ea corespunde dispersiei statistice a datelor climatice în jurul valorilor medii calculate pe perioada de referinţă. Asupra acestui subiect se va reveni la sfârşitul acestui capitol.
175
Tendinţa climatică este definită ca evoluţia lentă şi progresivă a climatului, ca rezultat al unor cauze naturale sau al activităţii umane. 15.2. Clasificări climatice
Clasificarea climatelor are drept scop stabilirea principalelor tipuri de climă şi determinarea limitelor răspândirii lor pe glob. Clasificarea este dificilă datorită faptului că avem de-a face cu o noţiune complexă, determinată de un ansamblu de factori ce trebuie luaţi în consideraţie. Literatura de specialitate oferă mai multe clasificări climatice care au la bază criterii diferite, funcţie de domeniul căruia i se adresează. Dintre criteriile folosite amintim (Neacşa,ş.a.,1979) : criteriul astronomic (care ia în consideraţie numai radiaţia solară ca factor genetic al climei), criteriul botanic (care ia în considerare legătura cauzală între vegetaţie şi climă), criteriul hidrologic, etc. De interes pentru agricultură este, alături de alte clasificări, cea bazată pe analiza regimului principalelor elemente climatice, cunoscută sub numele de clasificarea lui Köppen (1936). Această clasificare (Dissescu, ş.a.,1971, Etling, ş.a., 1987) ţine în primul rând seama de modul de distribuţie al temperaturilor şi precipitaţiilor, de modul lor de variaţie în timpul anului, ca şi de repartiţia celor mai importante asociaţii vegetale, pădurile. Clasificarea Köppen • De la ecuator către poli, se disting 5 tipuri principale de climă, notate cu primele cinci litere ale alfabetului (litere de rang 1): A - climat tropical, ploios, fără iarnă ; acest climat ocupă o zonă completă în jurul ecuatorului, de o parte şi de alta a ei; caracteristica acestui tip de climat este aceea că în nici o lună temperatura nu coboară sub 18°C, iar cantitatea medie anuală de precipitaţii depăşeşte 750 mm; B - climat uscat; ocupă două zone, câte una în fiecare emisferă; în acest tip de climat evaporaţia depăşeşte precipitaţiile; C - climat temperat, ploios, cu ierni calde; ocupă de asemenea două zone, câte una în fiecare emisferă; aici în luna cea mai rece temperatura medie lunară nu coboară sub -3°C, dar nici nu depăşeşte +18°C; temperatura medie a lunii celei mai calde depăşeşte +10°C; D - climat boreal, ploios, cu ierni reci, cu zăpadă şi păduri; ocupă o zonă completă numai în emisfera nordică; temperatura medie a lunii celei mai reci este mai mică de -3°C iar a celei mai calde este peste +10°C; iarna precipitaţiile cad sub formă de zăpadă şi aceasta acoperă solul câteva luni; E - climat polar; ocupă două zone complete, câte una în fiecare emisferă; temperatura medie pentru luna cea mai caldă este mai mică decât +10°C; îngheţul durează mult timp iar solul este acoperit cu zăpadă. • Fiecare tip principal de climă se împarte la rândul lui în subtipuri principale, rezultate prin alăturarea unei litere de rang 2, după modul de repartizare a precipitaţiilor în timpul anului (cazul climatelor de tip A, C şi D), după gradul de uscăciune în cazul climatului de tip B şi după intensitatea frigului în cazul climatului de tip E. Literele de rang 2 care servesc la această clasificare şi semnificaţia lor este dată în cele ce urmează : f - precipitaţii suficiente tot timpul anului; s - vară secetoasă; w - iarnă secetoasă; S - stepă; W - deşert; 176
T - tundră; F - îngheţ permanent. • Cele 11 subtipuri principale şi caracteristicile lor sunt date în continuare : Af - climat tropical ploios şi călduros; Aw - climatul savanelor; în luna cea mai puţin ploioasă cantitatea de precipitaţii este sub 60 mm; BS - climatul de stepă; BW - climatul de deşert; Cf - climatul temperat umed; precipitaţii suficiente în tot cursul anului; Cw - climatul temperat cu ierni secetoase; în luna cea mai ploioasă din vară cade o cantitate de precipitaţii de cel puţin 10 ori mai mare decât în luna cea mai secetoasă din iarnă; Cs - climatul temperat cu veri secetoase (mediteranean); în luna cea mai secetoasă din vară precipitaţiile sunt sub 30 mm; în luna cea mai ploioasă din iarnă, cade o cantitate de precipitaţii de cel puţin trei ori mai mare decât în luna cea mai secetoasă din vară; Df - climatul boreal cu ierni umede (climatul canadian); precipitaţii suficiente tot timpul anului cu cantităţi lunare mai mari de 30 mm; Dw - climatul boreal cu ierni secetoase (climatul transbaicalian); vara este mai ploioasă decât iarna; ET - climatul tundrelor; temperatura medie a lunii celei mai calde nu scade sub 0°C; EF - climatul îngheţului permanent; în tot cursul anului temperaturile medii lunare sunt negative. • Clasificarea continuă cu împărţirea celor 11 subtipuri principale în alte subtipuri prin adăugarea unei litere de rang 3 (care arată modul în care se repartizează temperaturile în cursul anului) şi a unei litere de rang 4 (care vine cu precizări asupra modului de repartiţia al precipitaţiilor în cursul anului). Literele de rang 3 şi 4 fiind numeroase, ne îndreptăm aici atenţia numai asupra celor întâlnite la clasificarea climatelor din regiunea geografică unde se află situată ţara noastră. Astfel, ca litere de rang 3 se întâlnesc: a - temperatura celei mai calde luni depăşeşte 22°C; b - temperatura celei mai calde luni este sub 22°C, dar cel puţin patru luni pe an temperatura medie lunară este peste 10°C; c′ - numai una până la patru luni pe an temperatura medie este peste 10°C iar temperatura celei mai reci luni este peste -38°C; k - iarnă rece, temperatura medie anuala sub 18°C, dar temperatura medie a celei mai calde luni peste 18°C; k′ - iarnă rece, temperatura medie a celei mai calde luni sub 18°C. Ca literă de rang 4 pe teritoriul ţării noastre se întâlneşte litera x care are următoarea semnificaţie : cantitatea cea mai mare de precipitaţii cade la sfârşitul primăverii sau la începutul verii, iar cea mai mică spre sfârşitul iernii; nebulozitatea este mică spre sfârşitul verii. Prin alăturarea literelor de rang 1 - 4 utilizate în clasificarea Köppen pentru fiecare localitate sau regiune poate fi stabilită o formulă climatică care redă caracteristicile climatice principale ale zonei sau localităţii respective. Diferitele regiuni ale ţării noastre pot fi caracterizate prin următoarele formule climatice : Cfax, Cfbx, Dfax, Dfbx, Dfbk, Dfk′, Dfc, BSax, BSbx. Repartizarea lor geografică este ilustrată pe harta din figura 8.1. Paralelismul dintre tipurile de climă şi principalele asociaţii vegetale explică utilizarea aceste clasificări de către geobotanişti, agronomi şi pedologi. Astfel, de exemplu, climatul
177
Cfax este favorabil cerealelor. Climatul Cfbx este favorabil cerealelor, viţei de vie, pomilor. Climatul Dfax este favorabil porumbului, iar Dfbx grâului. Pentru zonele caracterizate de această din urmă formulă climatică sunt specifice pădurile de stejar, fag şi conifere.
Fig. 15.1 - Zonele climatice din România - după criteriul Koppen (Dissescu, C., 1970)
Indici climatici Indicii climatici sunt combinaţii de elemente meteorologice destinate să caracterizeze starea actuală sau obişnuită a atmosferei, în vederea realizării unei clasificări a climatelor sau a unei aplicaţii particulare. In cele ce urmează sunt prezentaţi doi indici climatici globali: Factorul de ploaie propus de Lang (1920) : P iL = (15.1) T în care P este cantitatea medie anuală de precipitaţii (mm) T este temperatura medie anuală (°C). Valorile calculate pentru factorul de ploaie pentru diferite zone geografice au putut fi corelate cu diferite tipuri de climat (tabelul 15.1) : Tabelul 15.1 Clasificarea climatelor după indicele de ploaie (Lang) valoarea indicelui de climatul corespunzător ploaie deşert < 20 stepă şi silvostepă 20 < iL < 40 păduri de foioase 40 < iL < 60 > 60 masive păduroase
178
Indicele de ariditate al lui De Martonne (1926) provine din modificarea factorului de ploaie al lui Lang, astfel încât ca la temperaturi negative indicele să nu ia valori negative : P (15.2) iDM = T + 10
Acest indice are valori cu atât mai mari cu cât climatul este mai umed. De Martonne a propus, pe baza acestui indice, următoarea clasificare a climatelor (tabelul 15.2) : Tabelul 15.2 Clasificarea climatelor în funcţie de valorile indicelui De Martonne Valoarea indicelui de Tipul climatului ariditate 0 < iDM < 5 foarte arid 5 < iDM < 10 arid 10 < iDM < 20 semiarid 20 < iDM < 30 semiumed 30 < iDM < 55 umed 15.3. Clima României Particularităţile climatului României Caracteristicile specifice ale climei din ţara noastră sunt determinate de : - poziţia geografică a ţării noastre pe glob (pe paralela de 45° lat N) - poziţia României pe continent, într-o zonă de interferenţă a maselor de aer atlantic, mediteranean, est-european şi polar, ceea ce explică atât alternanţa de climă de tip continental cu cea de influenţă oceanică sau mediteraneană, cât şi nuanţările climatice pe care le imprimă aceste mase de aer diferitelor regiuni ale ţării; - dispunerea în trepte concentrice a reliefului care, pe lângă faptul că determină etajarea caracteristicilor elementelor climatice, provoacă şi devieri ale curenţilor generali din atmosfera joasă. Factorii genetici ai climei la scara ţării noastre Aşa cum s-a menţionat deja aceştia sunt factori cosmici, geografici şi locali. Repartiţia radiaţiei solare globale, ca principală sursă de energie şi cauză a fenomenelor meteorologice, pe teritoriul ţării noastre se prezintă astfel: media anuală a radiaţiei totale este de circa 112 kcal cm-2 în nordul ţării şi 128 - 135 kcal cm-2 în sud. In Podişul Transilvaniei şi Podişul Moldovei se înregistrează până la 117 - 120 kcal cm-2, iar în sud-estul ţării 135 kcal cm-2. Mişcarea de rotaţie a Pământului, distribuţia inegală a energiei solare pe suprafaţa terestră, repartiţia uscatului şi apei, a reliefului, determină trăsăturile circulaţiei generale a atmosferei, care, la rândul său, determină o mare variabilitate a climei regiunii geografice unde se află situată ţara noastră. Teritoriul României, prin poziţia sa geografică în zona de interferenţă a maselor de aer tropicale cu cele polare, se găseşte sub influenţa directă a principalilor centrii de acţiune care acţionează în Europa: - anticiclonul Azoric (situat în Oceanul Atlantic la 20 - 40° latitudine nordică) care acţionează tot timpul anului; - anticiclonul Siberian, situat între Carpaţi şi Extremul Orient, acţionează în perioada rece a anului;
179
- depresiunea Islandeză, centru de presiune mică situat în nordul Oceanului Atlantic, acţionează tot anul; - depresiunea Mediteraneană, situată în bazinul central al Mării Mediterane şi care acţionează în anotimpul rece al anului. Relieful, prin prezenţa Munţilor Carpaţi, cu altitudini ridicate şi orientarea pe care o au faţă de principalele sisteme barice, influenţează puternic trăsăturile climatului ţării noastre. Relieful contribuie de asemenea la formarea climatelor locale (topoclimate) mai ales în cazul depresiunilor. Vegetaţia, ca suprafaţă activă, generează condiţii specifice pentru apariţia de microclimate distincte. Solurile prezintă importanţă în acest context în special datorită albedoului lor. Marea extindere în ţara noastră a solurilor de culoare mai închisă (cernoziomuri, humusuri) favorizează absorbţia energiei radiante solare, oferind condiţii optime de temperatură pentru culturile agricole. Bazinele lacustre şi chiar râurile, datorită însuşirilor termice ale apei, favorizează în timpul verii, în zona înconjurătoare, existenţa unui climat mai răcoros şi umed în timpul verii, mai cald şi uscat iarna. Vecinătatea Mării Negre imprimă trăsături specifice climei Dobrogei şi, în mod special litoralului. Caracteristicile elementelor climatice pe teritoriul României Regimul temperaturii aerului. Temperatura medie anuală variază pe teritoriul ţării noastre între 11° C în sud şi 8°C în nord (fig. 15.2). Izoterma medie anuală este cea de 11°C şi delimitează în lungul văii Dunării o fâşie lată de 20 - 30 km. Pe litoral şi în Delta Dunării temperaturile medii depăşesc această valoare. Cea mai mare parte a Dobrogei de nord şi Câmpia Tisei au temperaturi medii anuale cuprinse între 10 şi 11°C. De la izoterma de 10°C către zonele muntoase temperaturile medii anuale scad funcţie de altitudine, ajungând ca izoterma de 0°C să o întâlnim la 2000 m altitudine. Valorile medii anuale sunt mai scăzute în nordul ţării şi pe pantele cu expunere nordică în timp ce pe văile râurilor mari, valorile temperaturilor medii sunt mai ridicate decât în zonele înalte corespunzătoare. Regimul termic al lunii celei mai reci (ianuarie), respectiv celei mai calde (iulie), se prezintă astfel: valoarea medie a lunii ianuarie pe teritoriul ţării noastre se situează între 0° şi -10°C. Partea centrală a Câmpiei Române şi sudul Moldovei sunt caracterizate în ianuarie prin temperaturi medii sub -3°C, iar Podişul Transilvaniei şi Podişul Moldovei prin temperaturi medii cuprinse între -3 şi -4° C. Zona muntoasă este în ianuarie caracterizată prin temperaturi medii cuprinse între -4°C şi -10°C, valori sub -10°C întâlnindu-se pe culmile munţilor. In ceea ce priveşte temperaturile medii din luna iulie, se remarcă izoterma de 22°C care separă Câmpia Română şi Dobrogea, unde temperaturile depăşesc această valoare, de restul teritoriului situat la nordul ei, unde temperaturile sunt mai scăzute.
In ceea ce priveşte amplitudinea termică medie anuală, valorile care se înregistrează pe teritoriul ţării noastre sunt expresia gradului de continentalism al climatului de aici. Valorile cele mai ridicate, de peste 25°C, se întâlnesc în Câmpia Română şi Dobrogea de vest, urmând Podişul Moldovei şi nordul Dobrogei cu valori de 24°C, Podişul Transilvaniei cu 23°C, Câmpia Tisei şi litoralul cu 22°C. Temperaturile extreme (maxime şi minime) evidenţiază de asemenea continentalismul climei din ţara noastră. Cele mai ridicate maxime (peste 40°C) s-au înregistrat în Bărăgan, iar cele mai coborâte minime (sub -30°C) în regiunea Gheorghieni - Vatra Dornei.
180
Fig. 15.2 - Harta izotermelor medii normale anuale
Un alt element caracteristic pentru regimul termic se referă la sumele anuale ale temperaturilor medii zilnice pozitive. Cea mai ridicată sumă depăşeşte 4200°C şi se întâlneşte în lungul Dunării. Pentru Câmpia Română, Dobrogea şi sud-vestul Banatului, această sumă este de aproximativ 4000°C; în Câmpia Tisei şi Podişul Moldovei coboară până la 3500°C, în Podişul Transilvaniei şi Subcarpaţii Meridionali 3200 -3600°C. In zona de munte această sumă scade treptat cu aproximativ 100 -120°C la 100 m, ajungându-se astfel la o valoare de 560°C la altitudinea de 2000 m. Ingheţul reprezintă, ca şi sumele de temperatură, o problemă de un deosebit interes pentru agricultură. Datele medii de apariţie ale primului îngheţ variază pe teritoriul ţării: acesta apare din luna septembrie la altitudini peste 1500 m, la începutul lunii octombrie în depresiunile subcarpatice şi extracarpatice, Podişul Sucevei, Podişul Transilvaniei; în Podişul Moldovei îngheţul apare la mijlocul lunii octombrie, în Câmpia Română şi Câmpia Tisei, la sfârşitul aceleiaşi luni, iar în Dobrogea şi valea Dunării îngheţul se produce după 1 noiembrie. Ultimul îngheţ se produce în Dobrogea şi valea Dunării între 29 martie şi 5 aprilie; în Câmpia Română între 1 şi 20 aprilie, în Câmpia Tisei şi Podişul Transilvaniei între 10 şi 20 aprilie. Astfel, durata îngheţului este de 80 de zile pe litoral, sub 100 de zile în Câmpia Română şi Câmpia Tisei, sub 110 zile în Podişul Transilvaniei, 110 - 120 de zile în sudul Podişului Moldovei şi Podişul Getic, etc. Regimul umezelii aerului. In ceea ce priveşte umezeala relativă, valorile cele mai ridicate se întâlnesc pe litoral şi în regiunea muntoasă înaltă ( peste 80%), iar cele mai scăzute în Subcarpaţi (aproximativ 63%). Dacă se analizează repartiţia pe anotimpuri, se constată că valoarea maximă se înregistrează iarna (datorită frecvenţei mare a invaziilor de aer mai cald şi 181
umed dinspre Marea Mediterană), iar cea minimă, vara. La altitudine situaţia se inversează, umezeala absolută cea mai ridicată apărând vara. Acest lucru se datorează convecţiei termice care conduce la formarea norilor şi precipitaţiilor. Umezeala absolută înregistrează aceleaşi oscilaţii regionale ca şi umezeala relativă. Astfel ea variază între 6,5 - 8 g m-3 în Câmpia Română şi 90 g m-3 pe litoral. Se remarcă scăderea umezelii relative medii anuale în funcţie de altitudine. Pe anotimpuri situaţia se prezintă astfel: vara, evaporarea este mai accentuată şi ca urmare, cantitatea de vapori de apă creşte şi umezeala absolută este ridicată; valorile la care ajunge sunt de 10 - 13 g m-3 în Câmpia Română, Dobrogea, Câmpia Tisei, Moldova, de 6 g m-3 la înălţimi de peste 2000 m, de 14 - 16 g m-3 pe litoral. Iarna ea scade până la valori de 3 - 4 g m-3 în câmpii şi zonele deluroase şi sub 2 g m-3 pe înălţimile muntoase. Regimul nebulozităţii. Analizând repartiţia geografică a valorilor medii anuale ale nebulozităţii, se remarcă o creştere a acesteia în raport cu altitudinea. Pe litoral, în lunca şi Delta Dunării se întâlnesc valorile cele mai mici din ţară (sub 5 zecimi). La câmpie şi deal, unde convecţia este mai accentuată, valorile nebulozităţii ajung la 5,5 - 5,7 zecimi, iar la munte cresc la 6 - 7 zecimi. Iarna nebulozitatea în general se uniformizează şi devine mai ridicată (6 - 7 zecimi la scara întregii ţări). Excepţie fac văile şi depresiunile, unde nebulozitatea creşte, ca şi culmile munţilor înalţi, care se află deasupra plafonului norilor. Vara se remarcă diferenţierea distribuţiei valorilor nebulozităţii. Pe litoral aceasta este de aproximativ 2,5 zecimi, la câmpie de 3,5 - 4 zecimi, iar pe culmile muntoase înalte creşte până la 7 zecimi. In climatologie se apelează adesea la un indicativ al frecvenţei nebulozităţii, şi anume numărul zilelor senine. Cel mai ridicat este în Deltă (150), pe litoral (135 - 150), pentru ca apoi să scadă: în Câmpia Olteniei şi sudul Câmpiei Tisei 130, în restul zonelor de câmpie 110 - 130, în zona de deal 100 - 120, iar în munţi 90 - 80. Numărul de zile senine este direct legat de durata de strălucire a soarelui pentru care se remarcă aceiaşi descreştere de zonele joase la zonele muntoase. Această durată însumează 2250 - 2300 de ore pe litoral şi în Deltă, 2000 de ore la câmpie, ajungându-se la 1400 - 1500 ore pe culmile înalte ale munţilor. Regimul precipitaţiilor (fig.15.3). Analiza datelor climatologice a condus la stabilirea valorii de 637 mm pentru cantitatea medie anuală de precipitaţii care cad pe teritoriul ţării noastre. Dacă se analizează repartiţia geografică a cantităţilor de precipitaţii, se remarcă diferenţieri semnificative: astfel, există diferenţieri între regiunile vestice, supuse invaziilor de aer umed, şi regiunile estice, mai uscate; între regiunile înalte, cu precipitaţii bogate (1000 1400 mm), şi cele joase, mai sărace în precipitaţii, între pantele cu orientări diferite. Diferenţieri se semnalează şi în cazul depresiunilor adăpostite faţă de curenţii vestici (Gheorghieni, Ciuc, Braşov) unde cad cantităţi mai mici de 600 mm. In Podişul Getic cad circa 600 mm, iar în nordul şi centrul Podişului Moldovenesc 500 - 600 mm. In sudul acestui podiş, în Bărăgan şi Dobrogea cad sub 500 mm, iar în Deltă şi pe litoral sub 400 mm. In câmpia Tisei cad anual circa 600 mm, iar în Dealurile Vestice 700 - 800 mm. O parte din cauzele acestor diferenţieri o constituie poziţia culmilor carpatice în raport cu circulaţia vestică, intensificarea activităţii fronturilor atmosferice la trecerea lor peste munţi, convecţia termică intensă din anotimpul cald, şi altele. Analiza repartiţiei cantităţilor de precipitaţii pe sezoane arată că există diferenţieri atât între sezonul cald şi cel rece, cât şi la nivelul diferitelor regiuni ale ţării. In sezonul cald, datorită predominării circulaţiei de nord-vest, în zonele muntoase înalte şi în estul Podişului Transilvaniei cad circa 70% din totalul precipitaţiilor anuale. In restul ţării, cad între 55 şi
182
65%, excepţie făcând litoralul şi Delta, unde cad sub 55% şi sud-vestul Olteniei şi al Banatului, unde cad sub 50%. In sezonul rece, ca urmare a regimului anticiclonic, cad mai puţine precipitaţii, excepţie făcând sud-vestul Olteniei şi Banatul.
Fig. 15.3 - Distribuţia cantităţii medii anuale de precipitaţii (mm)
Precipitaţiile constituie parametrul cu cea mai mare variabilitate în timp şi spaţiu şi acest lucru este susţinut şi de cantităţile deosebite faţă de mediile multianuale înregistrate în unii ani. Astfel, în regiuni caracterizate prin cantităţi moderate de precipitaţii, cum este Câmpia Română, s-au înregistrat valori de 1160 mm (Vidra), 1048 mm (Mărculeşti), 1014 mm la Rm. Sărat, etc. In anii secetoşi cantităţile de precipitaţii căzute în Câmpia Română au însumat numai 120 mm (Drăgăneşti-Vlaşca, Tămădău). O problemă aparte, menţionată deja, o constituie ploile torenţiale, frecvente în special în timpul verii, care dau cantităţi excepţionale de apă şi care sunt urmarea intensificării convecţiei termice. Se pot aminti ca valori excepţionale cele înregistrate în 26 iunie 1925 la Ciuperceni, jud. Dolj (349 mm), în 17 august 1900 la Negru Vodă, Constanţa ( 320 mm), iar în zilele de 29 - 30 august 1924, în decurs de 24 de ore, 690 mm. Zăpada, datorită aşezării geografice a ţării noastre, reprezintă o parte însemnată a cantităţii de precipitaţii anuale. Numărul zilelor de iarnă în care ninge creşte treptat de la câmpie la munte. O deosebită importanţă o are grosimea stratului de zăpadă, pentru care însă nu se pot face decât aprecieri foarte generale, pentru că, în acest caz condiţiile locale, şi în special direcţia şi tăria vântului, conduc la depunerea diferenţiată a zăpezii. Se acceptă totuşi creşterea grosimii stratului de zăpadă odată cu altitudinea : de la 5 cm în Dobrogea, la 5 - 20 cm în regiunile de câmpie şi de deal şi peste 1 m la munte. Durata stratului de zăpadă se stabileşte după datele căderii primei zăpezi (luna septembrie pe culmile înalte ale munţilor şi luna decembrie în sudul Dobrogei şi Banatului) şi
183
a ultimei zăpezi (începutul lunii martie în Dobrogea, Banat şi începutul lunii iunie la munte, la altitudine). Regimul presiunii atmosferice. Urmare a scăderii valorilor presiunii atmosferice cu creşterea altitudinii şi a dispunerii reliefului ţării noastre în trepte, fără a lua în consideraţie influenţa centrilor de acţiune ai atmosferei, presiunea va avea valori mai ridicate pe litoral (1016 - 1017 mb) şi la câmpie (1000 mb) şi mai scăzute la munte (850 mb la altitudinea de 1500 m şi 745 mb pe crestele de peste 2500 m). Influenţa centrilor de acţiune ai atmosferei poate fi remarcată atât în sezonul cald cât şi în cel rece. Iarna, extinderea anticiclonului Siberian către vest determină pătrunderea aerului rece în Podişul Moldovei, Câmpia Română, Dobrogea, ceea ce face ca aici presiunea atmosferică să crească până la valori de 1015 - 1020 mb. In acelaşi timp, influenţa ciclonului dinspre Marea Mediterană face ca în Câmpia Tisei presiunea atmosferică să fie mai coborâtă (1000 - 1015 mb). Vara, datorită acţiunii anticiclonului Azoric, regiunile din nord-vestul ţării sunt caracterizate de valori ale presiunii mai ridicate, iar regiunile sud-estice de valori ale presiunii mai scăzute, datorate în principal încălzirii zonelor continentale euro-asiatice. Regimul eolian. Prezenţa sistemelor barice amintite, precum şi a Munţilor Carpaţi, sunt factorii care determină regimul eolian pe teritoriul ţării noastre. La altitudine, deasupra zonei geografice unde este situată România, predomină circulaţia vestică, caracteristică de altfel latitudinilor medii. La altitudini mai joase regimul eolian capătă particularităţi regionale. In Podişul Transilvaniei şi Câmpia Tisei predomină vânturile din sectorul nord-vestic, iar în Podişul Moldovei, vânturile de nord şi nord-vest. In estul Câmpiei Române predomină vântul de nord-est, cunoscut iarna sub numele de crivăţ. El determină cele mai puternice viscole de la noi din ţară. O ramificaţie a acestui vânt pătrunde şi spre Transilvania (nemira). In vestul Câmpiei Române şi în Piemontul Getic predomină vântul de vest şi sud-vest (austrul). In sudul Câmpiei Tisei, vara, se simte un vânt uscat, coşava, care iarna devine rece. In Bărăgan, în zilele fierbinţi de vară, se resimte băltăreţul, care aduce şi ploi scurte. Pe litoral şi în Dobrogea cele mai frecvente vânturi sunt cele de nord. Pentru partea sudică este caracteristic un vânt uscat, vântul negru. Pe versanţii nordici ai Carpaţilor Meridionali ca şi pe versanţii estici ai Munţilor Apuseni şi Carpaţilor Orientali se remarcă prezenţa foehnului (vântul mare). In categoria vânturilor locale amintim de asemenea brizele, vânturile cu caracter regulat semnalate atât pe litoral cât şi în zonele muntoase. In ceea ce priveşte viteza vântului, pe teritoriul ţării noastre se pot contura două maxime şi anume una la sfârşitul toamnei şi iarna, iar cealaltă primăvara. 15.4. Microclimatologia
Microclima este determinată de caracteristicile elementelor climatice (meteorologice) în stratul de aer de aproximativ 2 m de la suprafaţa solului. Ea este rezultatul acţiunii factorilor locali şi este caracteristică pentru zone de mică întindere şi omogene. Cunoaşterea caracteristicilor microclimatice este importantă pentru cei ce lucrează în agricultură deoarece, pe baza lor, resursele climatice ale unei zone pot fi utilizate cât mai eficient. Cu toate că pe parcursul lucrării de faţă au fost prezentate aspecte, în special de natură practică, privind modalităţile de dirijare a climatului care nu se pot aplica decât la scări foarte mici, în acest capitol vor fi enunţate problemele de bază ale microclimatologiei.
184
Obiectivele microclimatologiei
Microclimatologia îşi propune: - precizarea condiţiilor microclimatice, adică a acelor condiţii create sub influenţa factorilor locali, pe suprafeţe mici şi în stratul de aer până la înălţimea de 2 m; - stabilirea influenţei factorilor locali; - posibilitatea creării de microclimate artificiale (pentru laboratoare cu condiţii speciale, sere, adăposturi, plantaţii); acest obiectiv este deosebit de important deoarece camerele cu climat artificial (fitotroanele) au permis lărgirea gamei de determinări experimentale privind efectul microclimei asupra plantelor. Sub influenţa neomogenităţilor suprafeţei subiacente, clima unei regiuni suferă o serie de variaţii locale care se reflectă în valorile diferitelor elemente meteorologice sau prin apariţia de noi fenomene. Ca urmare, în cadrul microclimei rolul principal revine neomogenităţilor suprafeţei subiacente. Determinările microclimatice se realizează prin observaţii executate simultan într-un şir de puncte caracteristice tipului de suprafaţă subiacentă aflat în studiu. Rezultatele determinărilor microclimatice sunt concludente în special în situaţiile de timp stabil (dimineaţa, înainte de răsăritul soarelui şi la amiază). Factorii care determină microclima Pentru formarea microclimei, esenţiale sunt trei categorii de factori : 1. proprietăţile suprafeţei subiacente; 2. fenomenul amestecului turbulent; 3. configuraţia şi orientarea terenului. Proprietăţile fizice ale suprafeţei subiacente reprezintă sursa celei mai mari părţi din particularităţile microclimatice ale stratului inferior de aer. Cele mai importante sunt : • albedoul - variază în limite foarte largi, funcţie de proprietăţile solului şi în special de cele ale stratului superficial; solurile închise la culoare (cu albedo mic), se încălzesc mai puternic în cursul zilei decât cele de culoare deschisă (albedo mare), ceea ce face ca şi temperatura aerului de deasupra lor să fie mai mare; noaptea solurile închise la culoare se caracterizează printr-o emisie relativ intensă şi, ca urmare, printr-o răcire accentuată; de asemenea amplitudinea diurnă a temperaturilor solurilor cu albedo mic este mai mare decât a solurilor cu albedo mare; • căldura specifică: un sol cu căldură specifică mai mare se încălzeşte şi se răceşte mai puţin decât un sol cu căldură specifică mai mică; • conductibilitatea termică: solurile cu conductibilitatea termică mare lasă să pătrundă uşor căldura de la suprafaţa lor în adâncime şi de aceea ele se încălzesc la suprafaţă mai puţin decât solurile cu conductivitate termică mică; noaptea, când solul se răceşte prin radiaţie, conductibilitatea termică mare permite transmiterea căldurii din straturile mai adânci, în care aceasta s-a acumulat, spre suprafaţa solului şi, prin aceasta, răcirea este atenuată; • umiditatea - influenţează puternic asupra procesului de încălzire şi răcire a solului; când solul este umed, o parte din căldura de care dispune este consumată în procesul de evaporare a apei şi, din această cauză, temperaturile la suprafaţă vor fi mai moderate decât în cazul unui sol uscat; în plus, umiditatea solului modifică albedoul, căldura specifică şi conductivitatea termică; • acoperirea solului - influenţează microclima unui loc prin modificările pe care le introduce în transferurile de masă şi energie dintre sol şi atmosferă; vegetaţia, ca suprafaţă activă, se comportă diferit în comparaţie cu solul; mai mult, există deosebiri sensibile între suprafeţele acoperite cu diferite tipuri de vegetaţie; influenţa stratului 185
vegetal asupra microclimei se manifestă şi prin reducerea schimbului turbulent din cauza reducerii vitezei vântului în interiorul său. In acest context, prezenţa sau absenţa stratului de zăpadă în timpul iernii, exercită o puternică influenţă asupra particularităţilor microclimatice. Aceasta se datorează proprietăţilor stratului de zăpadă (albedo mare, conductibilitate termică redusă) ceea ce face ca zăpadă să fie un bun izolator termic pentru stratul superficial de sol sau pentru culturile de toamnă. Turbulenţa - reprezintă fenomenul prin care se realizează schimbul de căldură şi umezeală dintre suprafaţa subiacentă şi stratul de aer de deasupra sa; ea este de două tipuri, funcţie de cauzele care o determină: turbulenţa termică, datorată curenţilor de convecţie care apar ca urmare a încălzirii diferenţiate a aerului în contact cu suprafaţa subiacentă neomogenă, şi turbulenţa dinamică, provocată de frecarea aerului în mişcare cu asperităţile suprafeţei subiacente precum şi de frecarea particulelor de aer între ele. Configuraţia şi orientarea terenului influenţează în special repartiţia radiaţiei solare, a temperaturii solului şi aerului, vântul şi precipitaţiile atmosferice. Caracterizarea unor tipuri de microclimate Microclima unui câmp cu vegetaţie ierboasă se deosebeşte de cea a unui câmp lipsit de vegetaţie în primul rând datorită modificărilor pe care le impune schimburilor radiative. Astfel, în cazul unei culturi cu densitate mare (graminee, de exemplu), nu mai există o suprafaţă activă la nivelul căreia au loc schimburile, ci un strat activ, limitat de două suprafeţe, una la nivelul frunzelor şi cealaltă la nivelul solului. Stratul activ îşi manifestă influenţa prin reducerea radiaţiei solare şi modificarea compoziţiei spectrale a radiaţiei (capitolul 3). Măsurătorile au arătat că într-un lan cu înălţimea de 50 cm la suprafaţa solului ajunge circa 20% din radiaţia incidentă, iar într-un lan de 75 cm înălţime, 9 - 10% din radiaţia incidentă. Diferenţierea celor două suprafeţe active este şi mai netă în cazul culturilor cu frunze late, aici, în funcţie de stadiul de dezvoltare, rolul esenţial în schimburile radiative îl jucându-l fie frunzele, fie solul. Cultura reflectă o parte din radiaţia incidentă (până la 25 - 30% din radiaţia globală în perioada de dezvoltare maximă la cerealele păioase), iar din ceea ce rămâne o parte însemnată se consumă în procesul de evapotranspiraţie: 80 - 90 cal cm-2 într-un lan cu densitate mică şi 200 - 220 cal cm-2 într-unul cu densitate mare. Aceasta va face ca încălzirea să fie cu atât mai redusă cu cât energia consumată pentru evapotranspiraţie este mai mare. Şi fenomenul amestecului turbulent este influenţat de prezenţa vegetaţiei ierboase. Viteza vântului este micşorată şi, ca urmare, se reduce şi intensitatea schimbului turbulent. Cele menţionate aici explică, din punct de vedere calitativ, scăderea temperaturii aerului în timpul zilei în interiorul vegetaţiei ierboase comparativ cu un câmp fără vegetaţie. In plus, amplitudinea termică este şi ea redusă. Efect contrar are prezenţa vegetaţiei de înălţime mică şi rară care protejează solul împotriva vântului dar lasă să pătrundă cu uşurinţă radiaţia globală ceea ce determină încălzirea suplimentară a suprafeţei solului cu mai mult de 10°C faţă de terenul dezgolit. Un alt efect al prezenţei vegetaţiei ierboase este creşterea conţinutului de umezeală în interiorul cuverturii vegetale. Umezeala relativă într-un lan de graminee depăşeşte, în luna iunie, cu 10 - 15% pe cea de deasupra câmpului necultivat, la amiază diferenţa putând ajunge la 30%. Microclima pădurii. Prezenţa unei păduri antrenează nu numai modificări ale transferurilor dintre atmosferă şi suprafaţă dar determină şi apariţia unor modificări în compoziţia aerului atmosferic: la nivelurile inferioare dioxidul de carbon se poate găsi în
186
proporţie de 0,06% şi ea scade cu creşterea înălţimii pentru ca la nivelul coronamentului să ajungă la 0,02 - 0,03%, valoare egală sau mai mică decât la acelaşi nivel deasupra terenului fără pădure. Umezeala crescută a aerului din interiorul pădurii este datorată evapotranspiraţiei puternice. Frunzele arborilor joacă de asemenea rol de filtru ceea ce reduce mult cantitatea de pulberi prezentă. Tratarea cantitativă a proceselor de transfer care se petrec în cazul unei păduri este deosebit de complexă deoarece în aceste procese sunt implicate mai multe suprafeţe active: frunzişul de la nivelul coronamentului arborilor, suprafaţa constituită din arbuşti sau stratul ierbaceu, suprafaţa solului sau a litierei. Microclimatele artificiale (sere, adăposturi pentru animale) impun luarea în consideraţie nu numai a factorii exteriori variabili, ci a problemelor specifice cum ar fi necesitatea menţinerii unui climat constant, a reînnoirii permanente a aerului din interior, implicarea unor fluxuri energetice suplimentare datorate prezenţei animalelor. 15.5. Schimbări climatice
In decursul istoriei Pământului clima a cunoscut importante variaţii. Astfel, studierea evoluţiei temperaturi medii globale pe termen foarte lung, prezentată deja în Capitolul 10, pune în evidenţă acest lucru. In literatura de specialitate se foloseşte noţiunea de variaţie/fluctuaţie climatică pentru o referire la modificări ale condiţiilor climatice la diferite scări de timp. Intr-o primă aproximaţie se poate considera că astfel de variaţii sunt relativ lente şi că au un caracter regional. Totuşi pot fi înregistrate şi variaţii de amplitudine mare ale parametrilor climatologici cu caracter global, cu consecinţe mult mai semnificative. Astfel de variaţii sunt denumite schimbări climatice. O schimbare climatică implică modificări semnificative ale mediilor pe termen lung ale elementelor climatice, ce pot genera, de exemplu, o trecere de la o clasă Koppen la alta. Schimbările climatice, legate de modificări pe termen lung, sunt dificil de identificat numai urmărind variaţiile de vreme de la o zi la alta sau de la un an la altul. De exemplu, la variaţii interanuale relativ mici ale temperaturii medii anuale într-o anumită regiune se recomandă folosirea denumirii de variabilitate climatică, în timp ce trecerea de la o perioadă glaciară la una interglaciară reprezintă schimbare climatică. Este posibil ca o schimbare climatică să persiste numai un interval redus de timp, la finalul căruia condiţiile climatice revin la cele dinainte. Variaţiile climatice de amplitudine mare, care persistă intervale de timp relativ scurte (de ordinul deceniilor sau secolelor) sunt numite evenimente climatice. Evoluţiile climatice identificate în ultimul secol se înscriu în categoria variaţiilor climatice. Dar oamenii de ştiinţă studiază şi problema unor eventuale schimbări climatice bruşte care se pot produce când sistemul climatic depăşeşte un prag critic şi acesta ar suferi tranziţii rapide la care societatea umană nu se poate adapta. Astfel de schimbări climatice bruşte au avut loc în trecut şi sunt cunoscute ca evenimente Dansgaard – Oeschger. Ele se caracterizează prin creşteri de temperatură în zona Atlanticului de Nord de până la 10°C în numai câteva decade sau ani. Amplitudini comparabile s-au înregistrat şi în Pacificul de Nord iar astfel de evenimente au influenţă globală.
187
Cauzele variabilităţii climatice
In funcţie de cauzele care o generează, variabilitatea climatică poate fi descompusă în două componente: variaţii forţate care reprezintă răspunsul sistemului climatic la schimbările în forcingul extern (presiunile externe) şi variaţii libere, datorate instabilităţilor interne şi a proceselor de feed – back din sistemul climatic. Corespunzător, cauzele pot fi externe (factori externi care afectează sistemul climatic, dar care nu sunt influenţaţi de variabilele climatice), respectiv interne (interacţiunile neliniare dintre subsistemele care alcătuiesc sistemul climatic). Studierea lor separată este o problemă foarte dificilă. -
-
Cauzele externe, la rândul lor, înglobează factori astronomici şi factori tereştri: factorii astronomici o intensitatea radiaţiei solare o parametrii orbitali ai Pământului o viteza de rotaţie a Pământului factorii tereştrii o variaţii în compoziţia atmosferei datorate erupţiilor vulcanice şi activităţii umane o modificări ale proprietăţilor suprafeţei uscatului prin defrişări şi despăduriri o schimbări datorate tectonicii scoarţei terestre (de exemplu deplasarea continentelor) In afara răspunsurilor la cauzele externe sau interne de tip „cauză – efect”, în sistemul climatic se manifestă şi multe procese cu caracter întâmplător. Aceasta reprezintă componenta aleatoare a variabilităţii climatice (zgomot). Raportul IPCC privind schimbările climatice
IPCC (Intergovernmental Pannel on Climate Change) – Comitetul Interguvernamental pentru Schimbări Climatice - a fost înfiinţat in 1988 de către Organizaţia Meteorologică Mondială (OMM) şi Programul Naţiunilor Unite pentru Mediu. Conform AMN, rolul IPCC este de a evalua, într-o manieră obiectivă şi transparentă, informaţiile ştiinţifice, tehnice şi socio-economice relevante în vederea înţelegerii bazelor ştiinţifice ale riscului schimbării climei datorită activităţii umane, efectelor potenţiale induse de schimbarea climei şi opţiuni de adaptare şi diminuare a acestor efecte. Schimbare climatică, după IPCC, însemnă o variaţie semnificativă din punct de vedere statistic fie în starea medie a climatului, fie în variabilitatea sa, care persistă o perioadă mai lungă de timp; este datorată unor procese interne, presiunilor (forcing – uri) externe sau schimbărilor antropice majore în compoziţia atmosferei şi a utilizării terenurilor. Este acceptată şi definiţia Convenţiei Cadru a Naţiunilor Unite asupra schimbărilor climatice: schimbări de climat atribuite direct sau indirect unei activităţi umane care alterează compoziţia atmosferei la nivel global şi care se adaugă variabilităţii naturale a climatului observat in cursul unor perioade comparabile.
Grupul Interguvernamental privind Schimbările Climatice (IPCC) a publicat, în prima parte a anului 2007, contribuţiile celor trei Grupuri de Lucru la cel de-al Patrulea Raport Global de Evaluare a Schimbărilor Climatice care prezintă rezultatele cercetărilor ştiinţifice, observaţiile privind efectele schimbărilor climatice la nivel global, precum şi previziunile
188
realizate pe baza utilizării modelelor climatice. Concluziile principale ale acestui document sunt următoarele: • • • • •
• • •
cei mai călduroşi 15 ani la nivel global au fost înregistraţi în ultimele două decade, anii 1998 şi 2005 fiind cei mai călduroşi; temperatura la nivelul Europei a crescut cu aproape 1 grad Celsius, mai mult decât rata globală de încălzire de 0,74 grade Celsius; concentraţia gazelor cu efect de seră din atmosferă depăşeşte în prezent valorile înregistrate în ultimii 650.000 de ani, iar previziunile indică o creştere fără precedent; până în 2100, temperatura globală va creşte cu 1 până la 6,3 grade Celsius iar nivelul oceanului planetar va creşte cu 19 până la 58 cm; s-a intensificat frecvenţa apariţiei şi intensitatea fenomenelor meteorologice extreme (furtuni, tornade, uragane), s-au schimbat modelele regionale climatice şi de precipitaţii (valuri de căldură, secete, inundaţii), iar tendinţele indică o creştere graduală în următorii ani; scăderea grosimii şi a extinderii gheţarilor din zona arctică (cu 40% în ultimii 30 de ani) şi posibilitatea dispariţiei complete a acestora până în 2100; retragerea gheţarilor din zone montane (Munţii Alpi, Himalaya, Anzi) şi posibilitatea dispariţiei a peste 70% din gheţarii continentali; dezvoltarea unor mutaţii la nivelul biosistemelor: înflorirea timpurie a unor specii de plante, dispariţia unor specii de amfibieni etc.
Raportul recomandă necesitatea stabilirii de politici şi măsuri pentru reducerea emisiilor de gaze cu efect de seră (dioxid de carbon, metan, protoxid de azot, hidrofluorocarburi, perfluorocarburi, hexafluorura de sulf - reglementate de Protocolul de la Kyoto), deoarece în lipsa acestor măsuri creşterea temperaturii globale îngrijorător de mare. Limitarea creşterii temperaturii globale medii, cu maximum 2oC peste valoarea pre - industrială până in 2100, necesită reducerea emisiilor de gaze cu efect de seră până în 2050 cu cel puţin 50% faţă de nivelul actual. Discuţii asupra principalelor concluzii ale raportului Factorii care determină schimbările climatice Sistemul climatic evoluează în timp sub influenţa dinamicii sale interne şi datorită modificărilor factorilor externi care afectează climatul, factori numiţi “forcing – uri” 1 . Factorii externi includ fenomenele naturale cum ar fi erupţiile vulcanice şi variaţii in activitatea solară precum şi schimbările induse de activitatea umană. Radiaţia solară joacă rolul cel mai important. Există trei moduri fundamentale prin care se poate schimba bilanţul radiativ al Pământului : 1. datorită variaţiilor radiaţiei solare incidente ca urmare a modificărilor pe care le suferă orbita terestră sau activităţii solare însăşi; 1
Forcing-ul radiativ (FR) este o măsură a modului în care bilanţul radiativ al sistemului Pământ – Atmosferă este influenţat când factorii care afectează climatul sunt alteraţi. Influenţa unui factor care poate determina o schimbare climatică (de exemplu .un gaz cu efect de seră) este adesea evaluată în termenii FR. Termenul de FR arată că factorii implicaţi modifică bilanţul radiativ („radiativ”) şi că acest bilanţ este „împins” – forţat – de la starea normală („forcing”). FR se cuantifică prin rata modificării energiei raportată la unitatea de arie la limita superioară a atmosferei şi se exprimă în W/m2. Când FR datorat unui factor sau grup de factori este pozitiv înseamnă că energia primită de sistemul Pământ – Atmosferă creşte, ceea ce în final conduce la încălzirea sistemului. Invers, un FR negativ va conduce la răcirea sistemului.
189
2. prin modificarea fracţiunii din radiaţia solară reflectată (a albedoului), aceasta petrecându-se datorită acoperirii cu nori, particulelor in suspensie din atmosferă (aerosolilor) sau acoperirii solului (vegetaţie, zăpadă, gheaţă); 3. alterarea radiaţiei de undă lungă emisă în spaţiu de suprafaţa Pământului, de exemplu prin schimbarea concentraţiei gazelor cu efect de seră. Climatul răspunde la rândul său la aceste schimbări fie direct, fie indirect, printr-o varietate de mecanisme de feed – back Cantitatea de energie solară care ajunge la limita superioară a atmosferei în fiecare secundă pe suprafaţa de 1 m2, in timpul zilei, este de circa 1370 W iar cantitatea de energie pe metru pătrat şi secundă, mediată pe întreg globul, este aproximativ ¼ din aceasta (342 W/m2). Circa 30% din radiaţia solară este reflectată înapoi in spaţiu. Aproximativ 2/3 din această reflectivitate este datorată norilor şi aerosolilor. Restul este reflectată de suprafeţele acoperite cu zăpadă, gheaţă, deşert. Schimbarea dramatică a reflectivităţii aerosolilor intervine atunci când au loc erupţii vulcanice majore. Acestea influenţează climatul un an sau doi înainte de a fi antrenate la sol de precipitaţii. Unii aerosoli rezultaţi ca urmare a activităţilor umane reflectă de asemenea radiaţia solară. Energia care nu este reflectată este absorbită de atmosfera terestră şi suprafaţa Pământului (circa 240 W/m2). Pământul radiază la rândul lui cam aceiaşi cantitate în spaţiu (radiaţie de undă lungă, în mod permanent). Pentru a emite această cantitate de energie temperatura corpului care emite, în acest caz Pământul, ar trebui să aibă în medie - 19°C, mult mai puţin decât are Pământul în mod real (circa 14°C). Motivul pentru care suprafaţa Pământului “apare” mult mai caldă este prezenţa gazelor cu efect de seră (efectul de seră natural). Norii, pe de altă parte, exercită un efect similar cu cel al gazelor cu efect de seră. Totuşi acest efect este compensat de reflectivitatea lor astfel încât,în medie, norii tind să aibă efect de răcire asupra climatului, deşi local poate fi perceput ca efect de încălzire. Activităţile umane, ca de exemplu, arderea combustibililor fosili, defrişările, etc., conduc la amplificarea efectului de seră. Asupra acestor aspecte se va reveni Mecanisme de feed – back în Sistemul Climatic Există, aşa cum s-a menţionat deja, o serie de mecanisme de feed – back în sistemul climatic, mecanisme care pot fie amplifica (feet – back pozitiv), fie diminua (feet – back negativ) efectele schimbărilor climatice. De exemplu, creşterea concentraţiei gazelor cu efect de seră are ca efect încălzirea climatului şi topirea zăpezilor şi a gheţii. Aceasta face ca albedoul suprafeţei Pământului să se micşoreze (suprafaţa devine mai închisă la culoare) ceea ce face ca ea să absoarbă mai multă energie solară. Urmează o topire mai accentuată şi aşa mai departe, într-un ciclu care se autoîntreţine. In acest fel bucla feet – back–ului gheaţă – albedo amplifică încălzirea iniţială datorită nivelului ridicat de gaze cu efect de seră. Un alt exemplu este feet – back-ul datorat vaporilor de apă care poate fi destul de puternic. Pe măsură ce atmosfera se încălzeşte datorită creşterii cantităţii de gaze cu efect de seră, concentraţia vaporilor de apă creşte, conducând mai departe la accentuarea efectului de seră. Aceasta duce la o încălzire mai puternică care, la rândul ei, determină o creştere suplimentară a cantităţii de vapori de apă, într-un ciclu auto-întreţinut Contribuţia activităţilor antropice la schimbările climatice Unele din componentele sistemului climatic, în primul rând oceanele şi biosfera, afectează concentraţia gazelor cu efect de seră din atmosferă. De exemplu, plantele iau CO2 din atmosferă şi îl convertesc, în procesul de fotosinteză, în carbohidraţi. In epoca industrială, activităţile antropice au contribuit la creşterea concentraţiei gazelor cu efect de seră din atmosferă. Pe lângă aceasta, activităţile umane contribuie la schimbările climatice şi prin modificarea concentraţiei aerosolilor şi a acoperirii cu nori.
190
Cea mai mare contribuţie o are arderea combustibililor fosili care eliberează CO2 în atmosferă. Impactul activităţilor antropice asupra climei este mult mai mare decât cel al proceselor naturale. Principalii compuşi, rezultat al activităţii umane şi care joacă un rol însemnat pentru schimbările climatice sunt: 1. Dioxidul de carbon (CO2), rezultat ca urmare a arderii combustibililor fosili utilizaţi în transporturi, încălzirea locuinţelor, fabricarea cimentului, defrişări, etc. ; este eliberat de asemenea procese naturale; 2. Metanul (CH4) – rezultat al activităţilor agricole, distribuţia gazului natural, depozitarea deşeurilor; apare şi în procese naturale, în special în zonele unde există mlaştini; 3. Oxizii de azot (N2O) – sunt emişi ca urmare a fertilizării cu azot şi arderii combustibililor fosili; există şi procese naturale în sol şi oceane care eliberează (N2O); 4. Halocarbonii (combinaţii de fluor, brom, clor, carbon şi hidrogen): în mod natural există în cantităţi foarte mici; principalii produşi rezultaţi din activitatea umană sunt CFC11 şi CFC12 (utilizaţi ca agenţi de răcire şi în alte procese industriale); concentraţia lor a scăzut în ultimii ani ca rezultat al convenţiilor internaţionale privind protejarea stratului de ozon; 5. Ozonul (O3) – se produce şi se distruge în mod continuu în atmosferă ca urmare a unor reacţii chimice sub acţiunea radiaţiilor UV; în troposferă, activităţile umane au condus la creşterea cantităţii de O3 prin eliberarea CO, N2O şi a altor substanţe care reacţionează chimic şi produc O3; 6. Vaporii de apă – consideraţi cel mai abundent şi mai important «gaz » cu efect de seră; activităţile umane au numai o mică influenţă directă asupra cantităţii de vapori de apă din atmosferă; indirect, oamenii au potenţialul de a afecta substanţial cantitatea de vapori de apă prin modificarea climatului: o atmosferă mai caldă conţine mai mulţi vapori de apă; 7. Aerosolii – unii sunt emişi direct în atmosferă în timp ce alţii se formează din diferiţi alţi compuşi; activităţile umane responsabile de prezenţa aerosolilor din atmosferă sunt: a. arderea combustibililor fosili şi arderea biomasei (ceea ce a făcut să crească concentraţia compuşilor cu sulf, a celor organici şi a negrului de fum), b. mineritul de suprafaţă şi c. alte procese industriale; Sursele naturale de aerosoli sunt praful ridicat de la suprafaţă, spargerea valurilor, emisiile biogene, erupţiile vulcanice. Modificarea temperaturilor medii globale Dacă ne referim la ultimii aproximativ 160 de ani, de când există observaţii instrumentale, temperatura globală a crescut cu importante variaţii regionale. Încălzirea s-a produs în două etape: o încălzire mai uşoară în perioada 1910 – 1940 (0,35°C) şi una mai puternică începând cu anul 1970 care durează şi azi (circa 0,55°C). Observaţiile de după 1950 au arătat că troposfera (în jur de 10 km) s-a încălzit cu o rată uşor mai mare decât suprafaţa Pământului, în timp ce stratosfera s-a răcit semnificativ începând cu 1979. Datele referitoare la temperatură, obţinute din măsurători, sunt în acord rezultatele modelelor utilizate de climatologi.
191
Precipitaţiile In perioada la care ne referim şi precipitaţiile au suferit modificări atât cantitative cât şi în intensitate, frecvenţă şi formă. Precipitaţiile oricum prezintă o largă variabilitate naturală iar fenomene ca El Niño 2 şi Oscilaţia Nord Atlantică 3 au o influenţă semnificativă.
Modificări pronunţate în regimul precipitaţiilor pentru perioada 1900 – 2005 s-au observat cu precădere în unele regiuni ale globului. Această perioadă a fost semnificativ mai umedă în estul Americii de Nord şi de Sud, nordul Europei şi nordul şi centrul Asiei, dar mai uscată în Sahel (Regiune în Africa,care ocupă o suprafaţă de 4 milioane km pătraţi şi face tranziţia între savană şi pustiul Sahara, traversând Senegalul, Mauritania, Mali,Volta Superioară, Niger, Ciad şi partea centrală a Sudanului pe o lungime de 6500 km), sudul Africii, Mediterana şi sudul Asiei In ceea ce priveşte forma, în regiunile nordice precipitaţiile cad mai mult sub formă de ploaie decât sub formă de zăpadă. Frecvenţa episoadelor de precipitaţii puternice a crescut chiar în regiuni unde cantităţile totale au descrescut. A crescut de asemenea frecvenţa de apariţie a secetelor şi inundaţiilor în unele regiuni. Aceste schimbări sunt asociate cu creşterea calităţii de vapori de apă din atmosferă, rezultat al încălzirii oceanelor, în special la latitudinile joase. Evenimente meteorologice extreme Odată cu schimbarea climatică la care asistăm, frecvenţa şi aria de manifestare a evenimentelor meteorologice extreme (valuri de căldură, secete inundaţii, uragane) a crescut. Din 1950 valurile de căldură înregistrate au fost tot mai numeroase. S-au extins regiunile afectate de secetă ca urmare a scăderii cantităţilor de precipitaţii deasupra uscatului. Frecvenţa furtunilor tropicale şi a uraganelor variază de la an la an, dar datele înregistrate arată o creştere substanţială a intensităţii şi duratei lor după anul 1970. Schimbările în frecvenţa şi intensitatea acestor fenomene sunt mascate de larga lor variabilitate naturală. După cercetători, este dificil de precizat, dacă nu imposibil, că aceste fenomene – luate individual – pot fi explicate prin încălzirea datorată efectului de seră. Ele sunt rezultatul unei combinaţii de factori. O largă gamă de evenimente extreme este “normală” chiar în condiţiile unui climat care nu suferă schimbări majore. Totuşi, evenimente ca valurile de căldură sunt mai frecvent întâlnite datorită intensificării efectului de seră. Stratul de zăpadă şi gheaţă Observaţiile arată că, la scară globală, se înregistrează o diminuare a stratului de zăpadă şi gheaţă, în special începând cu 1980, urmată de o creştere în timpul ultimei decade (raportul ia în consideraţie datele până în 2005), neţinându-se cont desigur de micile variaţii regionale. Alte observaţii se referă la micşorarea gheţarilor din munţi, retragerea mai devreme a cuverturii de zăpadă primăvara, reducerea întinderii permafrostului, a solului îngheţat sezonier şi a gheţii de pe râuri şi lacuri. Topirea gheţii din regiunile costiere din Groenlanda şi vestul Antarcticii duce la creşterea nivelului mării. Contribuţia lor, pentru perioada 1993 – 2003, a fost estimată la 1,2 ± 0,4 mm/an.
2
El Nino : O incalzire anormala a apei la suprafata in Pacificul tropical estic, insotita de suprimarea upwellingului (miscari ascendente) pe coastele Perului si Ecuadorului. 3
Oscilatia Nord Atlantica : O componenta la scara mare a variabilitatii climatice naturale care are un insemnatimpact asupra vremii si climatului in regiunea Nord-Atlantica si in continentele invecinate.
192
Variaţiile climatului înaintea epocii industriale Modificarea bilanţului radiativ la nivelul Pământului au constituit principala cauză a schimbărilor climatice şi în trecut dar cauzele au fost diferite. Pentru fiecare epocă cauzele specifice trebuie stabilite individual. Cele trei moduri esenţiale prin care se poate schimba climatul au fost deja prezentate. In plus, climatul local depinde de asemenea de modul în care căldura este distribuită de vânturi şi curenţii oceanici. Toţi aceşti factori au avut un rol în schimbările climatice trecute. Începând cu epocile glaciare care s-au succedat în cicluri regulate în ultimele aproximativ trei milioane de ani, este demonstrat că schimbările climatice sunt legate de aşa numitele cicluri Milankovith 4 (variaţiile parametrilor orbitei terestre) şi ele pot fi calculate cu precizie astronomică. Deşi nu constituie cauza primară, concentraţia de CO2 din atmosferă a jucat un rol esenţial. Datele prelevate din calotele glaciare din Antarctica arată că, în perioadele glaciare, concentraţia de CO2 a fost mai scăzută (190 ppm) şi mai ridicată (280 ppm), în epocile interglaciare, mai calde. In istoria climei Pământului au fost mai multe perioade „calde”. De exemplu acum 500 milioane de ani Pământul a fost liber de calotele glaciare, este vorba de cele care există azi în Groenlanda şi Antarctica. Datele despre gazele cu efect de seră sunt incerte dar, unele dintre acestea sugerează că, în aceste perioade, concentraţiile de CO2 din atmosferă au fost mari. La scara milioanelor de ani, nivelul de CO2 s-a modificat şi datorită activităţilor tectonice care afectează rata schimburilor de CO2 dintre suprafaţa Pământului, pe de o parte şi, ocean şi atmosferă, pe de altă parte. Acţiunea acestor factori care au determinat schimbări climatice în trecut nu înseamnă că schimbările curente sunt naturale. Schimbările climatice actuale în raport cu cele petrecute anterior Unele aspecte ale schimbărilor climatice curente nu seamănă cu cele din perioadele anterioare. In acelaşi timp, concentraţia de CO2 din atmosferă a atins un record relativ la ultima jumătate de milion de ani şi aceasta s-a întâmplat cu o rată excepţională. Temperaturile medii globale curente sunt mai mari decât au fost în timpul cel puţin a ultimilor secole, probabil chiar mai mult de un mileniu. Dacă încălzirea continuă în acest mod, schimbările ar putea fi neobişnuite în termeni de timp geologici. Un alt aspect neobişnuit al schimbărilor climatice actuale este acela că, dacă schimbările trecute au avut cauze naturale, încălzirea din ultimii 50 de ani este atribuită preponderent activităţii umane. Când se compară schimbările climatice actuale cu cele din epocile anterioare, trebuie avute în vedere trei aspecte: 1. alegerea unei variabile pentru comparaţie: concentraţia gazelor cu efect de seră, temperatura sau alt parametru climatic (valoarea sa absolută sau rata de creştere); 2. schimbările locale să nu fie confundate cu cele globale; uneori pot fi mult mai mare decât cele globale; 3. este necesar să fie făcute deosebiri între scările de timp: schimbările climatice pe milioane de ani pot fi mult mai mari şi pot avea cauze diferite (de exemplu deplasarea continentelor) comparativ cu schimbările climatice la scara sutelor de ani.
4
Ciclu Milankovich : schimbari sistematice in trei elemente ale geometriei Soare-Pamant : precesia solstitiilor si a echinoctiilor, inclinarea axei de rotatie a Pamantului si excentricitatea orbitala; afecteaza distributia sezoniera si latitudinala a radiatiei solare incidente si influenteaza fluctuatiile climatice de la zeci la sute de mii de ani.
193
În concluzie, încălzirea din secolul 20 nu poate fi explicată numai prin variabilitatea climatică naturală. Proiecţii climatice
Termenul de „proiecţie” utilizat în rapoartele IPCC indică o evoluţie viitoare potenţială a unei cantităţi sau set de cantităţi, adesea calculată pe baza unui model. Proiecţiile climatice sunt considerate de IPCC, proiecţii ale răspunsului Sistemului Climatic la diferite scenarii referitoare la emisia gazelor cu efect de seră, aerosolilor sau la alte forcinguri radiative, adesea bazate pe simulări cu ajutorul modelelor climatice şi sunt supuse unei substanţiale incertitudini. In literatura de specialitate se întâlnesc două modalităţi de realizare a acestui tip de proiecţii: una bazată pe extrapolarea condiţiilor climatice din trecut şi alta, pe modelele de circulaţie generală a atmosferei. Proiecţii climatice bazate pe extrapolarea condiţiilor climatice din trecut Pentru un orizont de timp de ordinul miilor de ani, dacă se acceptă ipoteza că alternanţele între perioadele calde (interglaciare) şi cele reci (glaciare) ar avea în viitor aceleaşi cauze ca şi în trecut, deoarece în prezent ne aflăm într-o perioadă interglaciară, unii anticipări conduc către o perioadă rece. Există însă informaţii referitoare la parametrii traiectoriei Pământului care indică faptul că perioada interglaciară în care ne aflăm poate continua încă aproximativ 20 000 ani. Pe de altă parte, evoluţia temperaturii medii globale pe parcursul ultimului mileniu evidenţiază o tendinţă pronunţată de creştere, manifestată mai ales în ultimul secol. Dacă această tendinţă continuă să se manifeste, temperatura medie globală va înregistra valori record pentru ultimul mileniu. Dacă în primul caz prezentat cauzele variaţiilor sunt naturale, legate de variaţii ale parametrilor orbitei de rotaţie a Pământului în jurul Soarelui şi a axei de rotaţie a Pământului, în cel de-al doilea caz acestea pot fi, preponderent, de natură antropică. Proiecţii climatice bazate pe modelele de circulaţie generală a atmosferei. Scenarii climatice In general, un model descrie comportamentul unui sistem real, fiind utilizat ca bază pentru calcule, prognoze sau simulări ulterioare. Modelele permit înţelegerea sistemelor complexe şi prognozarea comportamentului acestora în cadrul scopului pentru care au fost construite. Modelele de circulaţie generală a atmosferei reprezintă un instrument de bază folosit în investigarea fenomenelor climatice. In scopul simulării condiţiilor climatice pentru secolul 21 au fost elaborate o serie de scenarii referitoare la evoluţia viitoare a condiţiilor fizice, a celor sociale (creştere demografică, ş.a.) şi economice, printre care şi a concentraţiei dioxidului de carbon. Scopul dezvoltării unor astfel de scenarii este să se elimine cât mai mult din incertitudinile privind condiţiile viitoare de evoluţie a climei şi de a lega ceea ce se cunoaşte despre climă cu ceea ce ne putem aştepta în viitor. In continuare se face o scurtă prezentare a principalelor scenarii ) luate în consideraţie de IPCC. ¾ Scenariul A1B – descrie o lume viitoare caracterizată de o creştere economică foarte rapidă, de un maxim al creşterii populaţiei globului la mijlocul secolului 21, de introducerea rapidă de tehnologii noi şi eficiente. Se va intensifica de asemenea interacţiunea culturală şi socială, între regiuni va exista convergenţă iar diferitele surse de energie vor fi folosite echilibrat.
194
¾ Scenariul A2 – corespunde unei societăţi foarte eterogene, în care se păstrează identităţile locale. Se presupune o creştere continuă a populaţiei şi o dezvoltare economică cu un caracter preponderent regional. ¾ Scenariul B1 – descrie o societate convergentă a cărei creştere a populaţiei înregistrează un maxim la mijlocul secolului 21 ca şi în cazul scenariului A1B. Spre deosebire de acesta, în cazul scenariului B1se presupune că se va produce o dezvoltare economică rapidă, cu concentrări pe servicii şi informaţie, pe introducerea de tehnologii curate şi eficiente.
Trebuie precizat că, la ora actuală, se iau în consideraţie şi alte scenarii, „post – SRES”. Sub numele de scenarii SRES (de la „Special Report on Emissions Scenarios”) sunt cunoscute scenariile de emisie pentru proiecţii climatice dezvoltate de Nakicenovic ş.a. (2000) ca bază pentru cel de-al Treilea Raport IPCC (2001). Câteva din concluziile ultimului raport IPCC (2007), unele din ele ilustrate de tabelul 15.3 pot fi sintetizate astfel (ANM): -
Temperatura medie globala va creşte cu 1.4-5.8 oC , în funcţie de scenariul de emisie, fiind cu 2-10 ori mai mare faţă de încălzirea din secolul trecut; deasupra uscatului încălzirea este mai pronunţată decât media globală (la latitudinile înaltă iarna: nordul Americii de Nord, nordul şi centrul Asiei); încălzire sub media globală în sudul şi sudestul Asiei (vara) şi sudul Americii de Sud (iarna).
-
Cantităţile de precipitaţii la nivel global vor creşte, cu mari diferenţieri regionale: scăderi şi creşteri cuprinse între 5-20%;
-
Schimbarea climei conduce la schimbări in circulaţia atmosferică care la rândul ei conduce la schimbări in frecvenţa şi amplitudinea unor evenimente extreme de vreme; Zilele foarte calde vor fi mai frecvente iar zilele foarte reci mai puţin frecvente; Va creşte amplitudinea şi frecvenţa precipitaţiilor extreme în multe regiuni după cum va creşte de asemenea şi frecvenţa secetelor (temperaturile ridicate şi evapotranspiraţia nu sunt compensate de creşterea precipitaţiilor).
Tabelul 15.3 Creşterea temperaturii medii globale şi a nivelului mării la sfârşitul secolului 21 (proiecţii după IPCC, 2007) Scenariul Creşterile de temperatură Creşterea nivelului mării (°C în perioada 2090-2099 în (m în perioada 2090-2099 raport cu 1980-1999) în raport cu 1980-1999) estimarea domeniul Aceleaşi condiţii ca în anul 2000 B1 A1B A2
0,6
0,3 – 0,9
Nu există date
1,8 2,8 3,4
1,1 – 2,9 1,7 – 4,4 2,0 – 5,4
0,18 – 0,38 0,21 – 0,48 0,23 – 0,51
195
România în contextul schimbărilor climatice globale Modificările ale climei înregistrate in România
Încălzirea globală afectează şi ţara noastră, efectele cele mai pronunţate fiind iernile călduroase şi secetoase. Semnificativă pentru România este creşterea frecvenţei evenimentelor meteorologice rare şi extreme: veri caniculare, tornade, inundaţii. Înregistrări meteorologice pe o perioadă mai mare de 100 de ani indică o tendinţă evidentă de deşertificare pe o suprafaţă de 3 milioane ha în partea de est a ţării (Dobrogea), Estul Munteniei şi sudul Moldovei, din care 2,8 mil. ha de teren arabil (20% din fondul agricol al României). Pentru ultimul secol a fost pusă în evidenţă o creştere a temperaturii medii anulare cu 0,3°C, cu o intensificare semnalată după anul 1960. Creşterile sunt diferenţiate fiind mai accentuate în sud-est cu valori de 0,8°C la staţiile Bucureşti – Filaret şi Constanţa. Creşterile sunt mai reduse în partea centrala şi de nord a ţării cu excepţia depresiunii Baia Mare unde au fost puse în evidenţă valori de 0,7 °C. Datele înregistrate la principalele staţii meteorologice din ţară cât şi la staţiile meteorologice din Carpaţii Meridionali şi Occidentali, situate la altitudini cuprinse între 1 090 şi 2 504 m, pentru perioada 1961 – 2000 pun în evidenţă următoarele: - tendinţa de creştere a temperaturii medii globale a aerului la nivelul suprafeţei terestre, cu accelerare în ultimii 25 de ani; - o creştere uşoară a temperaturii medii anuale şi o descreştere a cantităţilor de precipitaţii pentru zonele montane; - o creştere uşoara a temperaturii medii anuale la staţiile Vf. Omu (2 504 m ) şi o creştere evidentă la Stâna de Vale pentru intervalul 1979 – 2000; - topirea gheţarului de la Scărişoara şi reducerea acestuia cu 2,0 m în ultimii 100 de ani, din care cea mai importantă reducere a fost semnalată în ultimii 25 de ani; - creşterea nivelului apei în diferite secţiuni aflate pe coasta Marii Negre cu până la 45 de cm într-o perioadă de 130 de ani; - producerea unor temperaturi extreme, cum au fost cele înregistrate pe date de 5 iulie 2000 la staţia Giurgiu 43,5ºC şi la Bucureşti de 42,4 C , din anul 1984. Ca exemple de modificări ale climei, anul 2000 a fost caracterizat prin temperaturi excesive şi prin secete generalizate. Înregistrările efectuate au pus în evidenţă faptul că vara anului 2000 a fost cea mai secetoasă din ultimii 100 de ani, fiind precedată de intervalul de primăvară care a fost, de asemenea extrem de secetos. In privinţa precipitaţiilor, se semnalează diferenţieri regionale semnificative cu o uşoară tendinţă de creştere în sud, vest şi est şi cu scăderi anuale în restul teritoriului. Este evidentă accentuarea caracterului torenţial al precipitaţiilor care se manifestă prin căderea unor cantităţi mari de precipitaţii în perioade scurte de timp urmate de perioade îndelungate de secetă. Chiar şi în anii secetoşi precipitaţiile produc viituri de amploare în timpul primăverii când sunt combinate cu topirea zăpezilor şi în timpul verii. Dintre cea mai distrugătoare a fost viitura de pe afluent al Pârâului Mare (Munţii Retezat), din 11 iulie 1999 care s-a soldat cu 13 victime, 21 persoane rănite şi 2 blocuri de locuinţe distruse. Alternanţa rapidă a unor perioade ploioase cu perioade secetoase, un exemplu semnificativ în acest sens fiind anul 2000 când după o primăvară în care s-au înregistrat viituri majore a urmat o perioadă foarte secetoasă în lunile iunie şi iulie. Anul 2005 se încadrează între anii ploioşi cu precipitaţii abundente care au produs viituri de amploare în Banat şi Moldova şi numeroase viituri de tip flush - flood (viituri – fulger) în spaţiul montan şi deluros. Pentru iarnă au fost puse în evidenţă încălziri semnificative, însoţite de topirea accentuată a zăpezilor, trecerea spre primăvară făcându-se brusc. Pentru toamnă s-a înregistrat o uşoară răcire a climei pentru jumătatea de vest a ţării,
196
iar în timpul verii se înregistrează variaţii de temperatură cu oscilaţii lungi de timp care se încadrează în tendinţa generală de variaţie. Prognoza schimbărilor climatice din România pentru orizontul de timp 2050 (Ioana Colfescu, 2007) Estimarea impactului schimbărilor climatice asupra României s-a realizat prin studii în care s-au selectat diferite Modele de Circulaţie Generală a atmosferei care reflectă cel mai bine condiţiile din ţara noastră şi cu ajutorul diferitelor scenarii climatice (B1, A2, B2). Drept referinţă a fost ales scenariul A1B – AIM din familia A1. Temperaturile medii anuale In scenariul B1 creşterile cele mai mari vor fi în nordul şi vestul ţării (1,96ºC – 2,00 ºC). In cea mai mare parte a teritoriului, creşterile sunt cuprinse între 1,88ºC şi 1,92 ºC. Cea mai mică creştere se observă în zona litorală şi zona Dobrogei, cu valori cuprinse între 1,80ºC şi 1,84 ºC. In scenariul B2 mai mult de 50% din teritoriul ţării prezintă creşteri ale temperaturii cuprinse între 1,98ºC şi 2,04ºC. Creşterile maxime sunt localizate în nord, fiind cuprinse între 1,98ºC şi 2,10ºC. In zona litorală, Dobrogea de est şi partea de est a Câmpiei Române, creşterile temperaturii medii anuale sunt cuprinse între 1,86ºC şi 1,92ºC. In scenariul A2 creşterea temperaturii medii anuale este cuprinsă între 1,76ºC şi 1,80ºC şi este localizată în nordul şi vestul ţării. In centrul şi estul României creşterile de temperatură sunt cuprinse între 1,68ºC şi 1,72ºC iar cele mai mici creşteri apar în zona Dobrogei, fiind cuprinse între 1,60ºC şi 1,64ºC. Comparând valorile date de cele trei scenarii climatice pentru România se poate trage concluzia că cele mai mari creşteri ale temperaturii medii anuale se anticipează a se produce în nordul ţării cu valori de până la 2ºC. Cantităţile de precipitaţii anuale Se preconizează în general o scădere a cantităţilor de precipitaţii relativ la perioada de referinţă cu valori cuprinse între – 2,4% şi – 0,06%. In zona de nord şi nord – est a ţării sunt estimate creşteri ale cantităţilor de precipitaţii dar acestea sunt relativ mici. In cazul scenariului B1 se observă creşterea cantităţii de precipitaţii în partea de nord a ţării cu valori cuprinse între 0,68% şi 1,60%, cantităţile scăzând treptat odată cu coborârea spre sudul ţării, pentru ca în partea de sud să ajungă la valori cuprinse între -2,30% şi – 1,38%. In cazul scenariului B2 cele mai mari creşteri ale cantităţilor anuale de precipitaţii sunt estimate pentru nordul ţării, fiind cuprinse între 0,88% şi 1,70%. Scăderea cea mai accentuată este în jumătatea de sud a ţării (între – 2,40% şi – 1,58%), în restul ţării predominând de asemenea scăderi. Pentru scenariul A2 creşterile cantităţilor anuale de precipitaţii sunt estimate de asemenea pentru nordul ţării cu valori cuprinse între 0,70% şi 1,40% iar scăderile cele mai mari sunt situate în sudul ţării cu valori cuprinse între – 2,10% şi – 1,40%. In restul ţării predomină de asemenea scăderi. In concluzie, cele mai mari creşteri ale temperaturii medii anuale la nivelul României, estimate de scenariul B1, se vor produce în nordul şi vestul ţării (valori cuprinse între 1,96ºC şi 2,00ºC). Cantităţile anuale de precipitaţii, conform celor trei scenarii analizate, vor scădea cu până la – 2,4% faţă de perioada de referinţă, cele mai mari scăderi înregistrându-se în zona de sud a ţării.
197
Schimbările climatice vor afecta toate sectoarele economiei, vor conduce la modificarea perioadelor de vegetaţie şi la deplasarea liniilor de demarcaţie dintre păduri şi pajişti. Evenimentele meteorologice extreme (furtuni, inundaţii, secete) vor apărea mai frecvent, iar riscurile şi pagubele aferente pot deveni mai semnificative. Zonele afectate de secetă s-au extins în ultimele decenii în România, cele mai expuse aflându-se în sud-estul ţării, aproape întreaga ţară fiind afectată de secetă prelungită. Împreună cu inundaţiile, perioadele îndelungate de secetă duc la pierderi economice însemnate în agricultură, transporturi, alimentarea cu energie, gospodărirea apelor, sănătate şi în activitatea din gospodării.
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8.
Întrebări Care este definiţia climei şi care sunt factorii care determină existenţa diferitelor tipuri de climat? Ce este perioada climatică de referinţă? Care sunt factorii care determină macroclimatul, mezoclimatul, respectiv microclimatul? Care sunt elementele de bază care au servit la realizarea clasificării climatice Koppen? Care sunt principalele particularităţi ale elementelor climatice pe teritoriul României? Ce este microclima şi care sunt factorii care determină formarea diferitelor tipuri de microclimat? Cum se definesc factorul de ploaie (Lang) şi indicele de ariditate (De Martonne) şi care este legătura dintre aceşti indici şi clasificarea climatelor? Care sunt cauzele variabilităţii climatului? Bibliografie
1. Busuioc, Aristiţa, Cuculeanu, V. (coord), P. Tuinea, ş.a. – Impactul potential al schimbării climei în România, Ed. Ars Docendi, Bucureşti, 2003 2. Dima, M., Ştefan, Sabina – Fizica schimbărilor climatice, Ed. Ars Docendi, Universitatea din Bucureşti, 2008 3. Dissescu, C.A. ş.a. (1971) - Fizică şi climatologie agricolă, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucuresti; 4. Colfescu, Ioana (2007) - Utilizarea scenariilor de schimbări climatice pentru România pentru orizontul temporal 2050, Şcoala Naţională de Meteorologie (http://snm.inmh.ro); 5. IPCC, 2007: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA 6. OMM (1992) - The Global Climate System. Climate System Monitoring. Dec.1988-May 1991, Geneva.
198
CAPITOLUL 16 STUDII AGROCLIMATICE
-
Cuvinte cheie: prognoze agrometeorologice zonarea agroclimatică risc climatic, vulnerabilitatea culturilor. Obiective: prezentarea principalelor categorii de prognoze agrometeorologice şi elementele care stau la baza lor; criterii şi informaţii utilizate în zonarea agroclimatică; definirea noţiunii de risc climatic.
Evenimentele climatice pot să aibă la nivelul producţiei fie un impact negativ (pierderea unei părţi sau chiar a întregii recolte) în anii nefavorabili, fie un impact pozitiv (în cazul anilor favorabili). Aceste efecte globale rezultă din acţiunea factorilor climatici în fiecare etapă de elaborare a producţiei. Agrometeorologia îşi propune, pe lângă precizarea efectelor factorilor climatici asupra plantelor şi animalelor, şi deservirea specializată a diferitelor ramuri ale agriculturii. Aceasta înseamnă: • stabilirea gradului de favorabilitate al condiţiilor climatice dintr-o zonă dată pentru anumite culturi agricole; • recomandări, pe baza prognozelor meteorologice şi a celor fenologice, privind momentul efectuării diferitelor lucrări agricole; • prevederea fenomenelor de risc meteorologic (călduri excesive, secetă, îngheţ) şi soluţii pentru diminuarea efectelor lor; • prevederea apariţiei şi dezvoltării unor boli legate de climat; • urmărirea bilanţului hidric al solului şi elaborarea de prognoze privind rezervele de apă din sol, etc. Concret, deservirea agrometeorologică se realizează atât la nivel local cât şi la nivel naţional de către Laboratorul de Agrometeorologie din cadrul Administraţiei Naţionale de Meteorologie (ANM) sub formă de diagnoze şi prognoze pentru intervale de timp cuprinse între o zi şi întreg anul agricol, generale sau pentru o anumită specie agricolă. Informaţiile de acest tip sunt publicate în Buletinele Agrometeorologice. La acestea se adaugă Studii de specialitate în domeniul agrometeorologiei care se referă în principal la fenomenele de risc agroclimatic (http://www.meteoromania.ro). 16.1. Prognozele agrometeorologice. Zonarea agroclimatică
Prognozele agrometeorologice anticipează gradul de favorabilitate a condiţiilor meteorologice pentru culturile agricole şi tehnologiile aplicate. Ele înseamnă prevederea stării de vegetaţie a plantelor şi a recoltelor, pe baza analizei condiţiilor externe care le determină. Între aceste condiţii, factorii climatici joacă un rol esenţial, şi, de aceea la baza prognozelor agrometeorologice stau prevederile meteorologice. În plus, este necesară 199
cunoaşterea biologiei plantelor, a bolilor şi insectelor care le atacă, şi a relaţiilor plantă climat. In funcţie de timpul de anticipaţie, se face distincţie între: prognozele pe termen scurt, prognozele pe termen mediu şi prognoze pe termen lung. Prognozele pe termen scurt Se referă la perioade de anticipaţie de 1 - 5 zile şi se bazează în principal pe informaţia extrasă din prognozele meteorologice. Acest tip de informaţie poate fi utilizată direct, urmărind valorile elementelor meteorologice importante (temperatură, precipitaţii, vânt) în raport cu perioada din an şi lucrările în curs sau planificate. După prelucrări simple, ea permite şi evaluarea unor date de tip agrometeorologic (evapotranspiraţie, risc de îngheţ, risc de contaminare în cazul apariţiei unei boli, etc.). Pentru a fi utile ele trebuie să fie difuzate rapid. Prognozele pe termen mediu Se realizează cu perioadă de anticipaţie cuprinsă între 15 zile şi 2 luni şi înseamnă: • urmărirea sumelor de temperatură : ele permit obţinerea de informaţii asupra stării de dezvoltare a culturilor, asupra momentului realizării unei faze fenologice, care poate fi în avans sau în întârziere faţă de normală, funcţie în primul rând de valorile de temperatură prognozate; • urmărirea bilanţului hidric al solului: permite, împreună cu prognoza asupra precipitaţiilor, diagnosticarea precoce a apariţiei riscului de secetă; • elaborarea de prognoze fenologice şi prognoze privind randamentul culturilor agricole. Prognozele randamentelor agricole sunt destinate furnizării unor estimări ale producţiei, cu 1- 2 luni înainte de recoltare şi ele servesc atât la o mai bună planificare a lucrărilor agricole cât şi la anticiparea unor probleme legate de piaţă. Aceste prognoze se bazează pe modele empirice care iau în consideraţie un număr de parametrii agroclimatici. Prognozele pe termen lung. Zonarea agroclimatică Spre deosebire de prognozele pe termen scurt şi mediu, prognoza pe termen lung foloseşte informaţiile climatologice. Aceste informaţii pot constitui criterii obiective de decizie pe termen lung (unul sau mai mulţi ani). Deciziile trebuie să privească utilizarea solurilor, alegerea varietăţilor, precum şi alegerea tehnicilor de cultură cele mai potrivite. Ele se iau astfel încât sistemul de producţie ales să fie în acord cu variabilitatea climatului din zona de interes, deoarece climatul nu poate fi decât în mică măsură controlat şi modificat de către om. Prognozele pe termen lung sunt rezultatul studiilor agroclimatice. Acestea la rândul lor se bazează pe analiza frecvenţială a variabilelor agroclimatice (sume de temperaturi, precipitaţii, bilanţ hidric) şi a seriilor cronologice ale variabilelor climatologice de bază (radiaţie solară, temperatură, umiditate, vânt). Un studiu climatic nu este complet fără un studiu de risc climatic. Produsul final al unei astfel de activităţi este zonarea agroclimatică. In plus, pentru ca aceste studii să fie utile se apelează la reprezentarea cartografică a variabilităţii climatului precum şi a altor factori implicaţi (tipuri de soluri, reţea hidrografică, etc). Zonarea agroclimatică îşi propune realizarea unui cât mai bune concordanţe între • resursele naturale ale unei zone (factori climatici, relief, soluri, hidrologie) şi • particularităţile biologice ale fiecărui tip de cultură. Pentru realizarea ei practică se apelează la două abordări complementare: 1. stabilirea trăsăturilor climatice ale fiecărei zone, de tipul celor care se găsesc în Atlasele climatologice, fără referire la o cultură anumită; în completarea acestora pot fi 200
realizate hărţi care corespund criteriilor agroclimatice ale culturilor importante pentru regiune; 2. realizarea de studii specifice privind potenţialul productiv pentru o anumită cultură. Resursele climatice împreună cu relieful, solul, cărora li s-au adăugat modul de folosinţă şi intervenţiile antropice, au condus la stabilirea a zece zone agricole (fig. 9.1) pentru ţara noastră (ICCPT- Fundulea, 1995). Cele mai importante sunt prezentate aici pe scurt, referirile făcându-se în principal la aspectele climatice: • Sud-estul irigat (suprafeţele irigate din Câmpia Română, Podişul Dobrogei, Lunca şi Delta Dunării şi Platforma Cotmeana) este caracterizat printr-un climat continental, vara cu temperaturi excesive (> 35°C) vara, geruri iarna şi secete lungi. Suma gradelor de temperatură mai mari decât 5°C este de 3800-4200°C, iar a celor peste 10°C de 3400-3800°C. Precipitaţiile cumulează 550-600 mm în Câmpia Română, 350-400 mm în Dobrogea, 450-500 mm în Lunca şi Delta Dunării, 550-650 în Platforma Cotmeana. Aceste date indică în general deficit de apă, iar în zonele joase, exces temporar. Culturile specifice sunt porumbul, plantele furajere, grâul, soia, orzul, floarea-soarelui şi sfecla de zahăr. • Nisipurile (irigate) din Oltenia reprezintă o zonă cu particularităţi deosebite între care menţionăm deficitul de apă, eroziunea eoliană, şi altele. Pe ele se poate cultiva secară, sorg, tutun, ricin, arahide, pepeni, plante furajere şi în anumite condiţii grâu, porumb. • Sud-estul neirigat (suprafeţele neirigate din nordul Dobrogei, Câmpia Română, Câmpia Siretului, nord-vestul Câmpiei Burdea) este caracterizat în mare de aceleaşi condiţii climatice ca şi zona irigată (450-600 mm precipitaţii şi sume de temperaturi mai mari decât 5°C de 3800-4200°C). Una din probleme importante este deficitul de apă. Culturile recomandate sunt porumbul, plantele furajere, grâul, orzul, floarea-soarelui şi altele. • Câmpia de Vest are un climat caracterizat prin precipitaţii anuale de 550-650 mm şi resurse termice peste 5°C de 3800-4000°C iar peste pragul de 10°C, de 32003600°C. Şi în această zonă există, din punct de vedere climatic, probleme legate de excesul de apă, deficitul temporar de precipitaţii iar specialiştii recomandă aici cultivarea porumbului, plantelor de nutreţ, grâului de toamnă, florii-soarelui, cartofilor. • Zona Moldovei şi Transilvaniei colinare are relieful reprezentat prin câmpia colinară şi podişul cu pante slabe până la puternic înclinate. Trăsăturile climatice sunt şi ele ceva mai variate, cu precipitaţii între 400 şi 450 mm (Câmpia Jijiei şi Podişul Bîrladului) şi 550-600 mm în Câmpia Transilvaniei. La câmpie resursele termice (>5°C ) se situează între 3200-3400°C iar în podişuri, 3400-3500°C. Dintre problemele importante reţinem deficitul de apă în Moldova şi excesul de apă în Câmpia Transilvaniei. Pentru aceste zone sunt recomandate cerealele păioase, porumb, plante de nutreţ, soia, floarea-soarelui. • Zona piemonturilor sudice are un relief variat, de la câmpie piemontană la piemont cu pante slab înclinate, la dealuri şi piemonturi puternic fragmentate. Temperatura medie anuală a aerului este de 9 - 10°C, precipitaţiile anuale 600-700 mm în partea nordică şi 700-800 mm în zonele sudice, mai abundente în sezonul rece. Temperaturile mai mari de 10°C se situează la 3400-3500°C în Piemontul Getic şi 2800-3200°C în Piemontul nordic. Excesul de apă face din această zonă o zonă puţin favorabilă culturilor de câmp. • Piemonturile estice şi vestice au drept relief reprezentativ dealurile şi podişurile cu pante mijlociu-puternic înclinate. Caracteristicile elementelor climatice sunt destul de variate: precipitaţii 600-800 mm în Piemonturile vestice şi 600-700 mm în Podişul Moldovenesc şi Subcarpaţii Orientali; temperaturi (>10°C) între 2400-2600°C în Podişul Someşan şi 2600-3400°C în Podişul Moldovenesc şi Subcarpaţii Orientali. Clima este rece şi ploioasă, excesul de apă apare frecvent, împreună cu eroziunea şi alunecările de teren.
201
Aceste condiţii explică de ce aici peste 35% din terenul agricol este ocupat de păşuni naturale, fâneţe, vii şi livezi. Se mai recomandă cerealele păioase, trifoiul, porumbul pentru boabe, cartoful. 16.2. Studiile de risc climatic Riscul climatic este considerat acel “fenomen care, prin acţiunea lui în afara limitelor normale, funcţie de cerinţele bioclimatice ale plantelor cultivate, ale speciilor forestiere sau ale animalelor de fermă, într-o anumită etapă de viaţă, provoacă distrugeri violente sau progresive, determinând în final pierderi parţiale sau totale ale capacităţii lor biologice“ (Povară, 2000). Literatura de specialitate face distincţie între riscul meteorologic, legat de fenomenele meteorologice periculoase (grindină, inundaţii, vânt deosebit de puternic, ş.a.) şi riscul climatic care poate fi studiat pe baza evaluărilor pe perioade lungi de timp. Primul are drept particularitate o apariţie relativ rară, iar efectele sale sunt limitate în timp şi spaţiu. In cazul riscului climatic, acţiunea frecventă a unora dintre riscuri poate conduce la modificarea favorabilităţii condiţiilor climatice pentru o anumită cultură agricolă şi, ca urmare, impune o nouă zonare. Clasificarea riscurilor climatice se poate face în funcţie de mai multe criterii (Povară, 2000): 1. în funcţie de factorul meteorologic perturbator: • riscuri radiative, determinate de durata redusă sau prelungită de strălucire a Soarelui şi de intensitatea radiaţiei solare; • riscuri termice, datorate abaterilor regimului termic faţă de normal; • riscuri hidrice, datorate umidităţii necorespunzătoare, atât în aer cât şi în sol, în raport cu un regim pluviometric normal şi consumul de apă al culturilor; • riscuri combinate , cum este fenomenul de arşiţă; în acest caz, factorul termic (temperaturi maxime ≥ 32°C), se combină cu precipitaţii reduse cantitativ, umezeală atmosferică ≤ 30% , rezerva de apă accesibilă plantelor scăzută până la coeficientul de ofilire; aceste tipuri de riscuri produc cele mai mari pagube; • riscuri mecanice: cele determinate de căderile de grindină, ploile torenţiale, vânturile cu viteze foarte mari; acestea au ca efecte ruperea crengilor, distrugerea aparatului foliar, etc. 2. în funcţie de faza de vegetaţie în decursul căreia acţionează; aceste riscuri sunt specifice fiecărei culturi; de exemplu, în cazul grâului, cercetările efectuate (Povară, 2000) arată că cele mai importante riscuri apar : • în perioada vegetativă (răsărire, înfrăţire) • în perioada de vernalizare • în timpul criptovegetaţiei • în perioada de vegetaţie activă (alungirea tulpinii, înspicare - înflorire, umplere a bobului,...) 3. după gradul de severitate al acţiunii factorilor perturbatori deosebim două mari categorii de riscuri şi anume : • riscuri dezastruoase care conduc la calamitarea culturilor şi • riscuri severe / puternice / moderate / slabe, care afectează recoltele în diferite grade.
Atunci când se studiază riscurile climatice este important să se facă referire nu numai la factorul perturbator ci şi la gradul de vulnerabilitate al materialului biologic supus riscului.
202
Vulnerabilitatea exprimă capacitatea unui sistem de a suferi o degradare cauzată de factorii externi de diferite tipuri. În timpul sezonului de vegetaţie vulnerabilitatea unei culturi în raport cu parametrii meteorologici de risc creşte proporţional cu cerinţele acesteia mai ales pentru apă şi temperatură, atingând valorile cele mai mari în perioadele de maximă sensibilitate. La ora actuală meteorologia dispune de mijloace pentru prognoza riscurilor şi, în unele situaţii este posibil să se ia măsuri pentru prevenirea efectelor lor. Pentru a putea fi utilă, noţiunea de risc climatic trebuie însoţită de noţiunea de prag de risc admisibil. Pragul de risc este determinat pentru fiecare din factorii care limitează producţia (ger, călduri excesive, deficit hidric, etc), pentru fiecare specie şi fază de vegetaţie. Ca urmare, riscul climatic la o specie trebuie privit în corelaţie cu evoluţia în timp a sensibilităţii plantei. Un exemplu se poate da în cazul pomilor fructiferi. In climatologie îngheţul apare când temperatura aerului, măsurată în adăpostul meteorologic, coboară sub 0°C. În agricultură îngheţul corespunde temperaturilor suficient de scăzute pentru a provoca leziuni ale materialului vegetal. Temperatura la care se produce va depinde deci de sensibilitatea plantelor la frig. Astfel, în agrometeorologie riscul de îngheţ este rezultatul combinării probabilităţii de apariţie a temperaturilor negative (risc climatic) cu probabilitatea ca vegetaţia să fie sensibilă la aceste temperaturi (risc biologic). Pagubele cauzate vegetaţiei de către îngheţ depind de starea de hidratare a ţesuturilor, de concentraţia soluţiilor, de prezenţa agenţilor de cristalizare a apei. Pragurile termice de sensibilitate a vegetaţiei variază astfel în limite foarte largi. Pentru pomii fructiferi din regiunile temperate, mugurii dorminzi pot rezista în perioada de iarnă la temperaturi de -20°C sau chiar de -30°C. Odată cu intrarea în vegetaţie sensibilitatea la îngheţ creşte rapid. Regionarea riscurilor climatice pentru culturile de interes se realizează prin suprapunerea hărţilor zonării agroclimatice cu hărţile vulnerabilităţii culturilor la factorii de risc. Rezultatul obţinut este un instrument deosebit de util în zonarea agroclimatică. Întrebări 1. Ce sunt prognozele agrometeorologice şi care sunt informaţiile (datele) care se transmit către utilizatori pentru fiecare tip de prognoză? 2. Care sunt principalele obiective pe care şi le propune activitatea de zonare agroclimatică? 3. Cum se defineşte riscul climatic (meteorologic) şi care este legătura dintre acesta şi vulnerabilitatea materialului biologic? Bibliografie 1. Berbecel , O., s.a.(1970) - Agrometeorologie, Ed. Ceres, Bucureşti; 2. Delecolle, R., ş.a.(1996 a) - Previsions des production agricoles, în Actes de l′Ecole Chercheurs INRA en Bioclimatologie,vol.2, Le Croisic, 25-29 mars; 3. Povară, Rodica (2000) - Riscul meteorologic în agricultură. Grâul de toamnă, Ed. Economică, Bucureşti.
203
CAPITOLUL 17 MODELAREA ÎN AGROMETEOROLOGIE
-
Cuvinte cheie: modele de funcţionare a culturilor modelul CERES.
-
Obiective: prezentarea modelelor folosite la ora actuală pentru creşterea şi dezvoltarea plantelor.
La ora actuală există o multitudine de modele elaborate pentru studierea funcţionării sistemului sol - plantă - atmosferă (SPA): - modele generale pentru circulaţia atmosferei; - modele pentru transferurile radiative în domeniul radiaţiilor de undă scurtă, fie pe baze clasice, fie plecând de la machete informatice; - modele pentru schimburile radiative în infraroşu termic; - modele generale de transfer în sistemul sol-plantă - atmosferă (de tipul modelului ALiBi); - modele de transfer pentru căldură şi apă în sol; - modele de funcţionarea fiziologică a culturilor; - modele pentru prognoza îngheţurilor de primăvară; - modele pentru prognoza producţiei agricole, ş.a. Din analiza lor se remarcă mai multe direcţii actuale de dezvoltare a modelării (Simota, 1998), şi anume: 1. modele orientate pedologic - descriu procesele din sol şi influenţa lor asupra celorlalte subsisteme; 2. modele cu orientare fiziologică (modele de funcţionare fiziologică a unei culturi) - care descriu procesele fiziologice din plante sub acţiunea factorilor de mediu; acestea la rândul lor s-au dezvoltat în direcţia corelării între diferitele fenofaze ale culturilor cu evoluţia factorilor de mediu, în direcţia dinamicii unor procese care au loc în plantă, a formării recoltelor, etc; 3. modele orientate spre studiul proceselor fizice care se desfăşoară în atmosferă, cu referire specială la transferurile de masă şi energie care au loc la nivelul interfeţei foliare şi în straturile de aer din vecinătatea suprafeţei terestre; 4. modele orientate hidrologic; 5. modele cu orientare ecosistemică - ca, de exemplu, modelarea ciclului carbonului şi azotului. În cele ce urmează vor fi prezentate câteva din cele mai importante modele, cu accent pe modelele pentru funcţionarea culturilor. 17.1. Modele de funcţionare a culturilor şi de formare a recoltelor. Modelul Ceres-Maize
Modelarea presupune existenţa unor variabile de intrare (cum este cazul variabilelor climatice), a unor parametri care caracterizează procesele de creştere şi dezvoltare, din care unii sunt legaţi de specie şi genotip, şi variabile de ieşire (producţia, consumul diferitelor elemente, etc.). Interesul elaborării şi aplicării unor astfel de modele este acela de a se ajunge
204
la o imagine cantitativă şi dinamică a acţiunii combinate a diferiţilor factori de mediu asupra funcţionării unei culturi. Cu toate deosebirile care există între ele, toate modelele pot fi considerate ca având trei module principale (Bonhomme,ş.a., 1995) : 1. un modul fenologic, ce ţine cont de cronologia diferitelor stadii ale unei culturi (răsărire, diferenţierea organelor, înflorirea, maturarea, ş.a.); variabilele climatice implicate în mod special sunt temperatura şi radiaţia solară; 2. un modul de producţie şi de repartizare a biomasei; acesta ia în considerare fenomenele legate de fotosinteză, iar rolul esenţial îl joacă aici radiaţia solară; modulul de repartizare orientează biomasa rezultată între diferitele organe, în funcţie de priorităţile de creştere definite prin calendarul fenologic; 3. un modul de constrângeri (factori limitativi); introducerea diferitelor constrângeri (hidrică, minerală, fitosanitară, ş.a.) determină o reducere a producţiei potenţiale prognozate cu ajutorul primelor două module; acest modul permite trecerea de la producţia potenţială la cea reală a unei culturi. Modelul EPIC ( Sharpley, A.A., J.R.Williams, eds., 1990 - EPIC Erosion/Productivity Impact Calculator: 1. Model Documentation, AS Department of Agriculture Technical Bulletin No. 1768) : - simulează acţiunea sistemelor de cultură asupra eroziunii solurilor agricole; -modelează acumulările de biomasă considerându-le determinate în principal de PAR(radiaţia activă fotosintetic); - consideră radiaţia solară, temperatura, apa şi substanţele nutritive, drept factori limitativi ai recoltei; - permite urmărirea dinamicii apei în sol. Modelul BACROS (De Witt, C.T., 1965 - Photosynthesis of Leaf Canopies. Agricultural Reports 633, Pudoc, Wageningen ) : - permite calculul biomasei sintetizată de o cultură vegetală, considerând ca factori limitativi radiaţia activă fotosintetic şi temperatura aerului. Modelul GOA( Lheritier, H., 1992 - Validation d`un modčle simple d`estimation des potentialités de production du maďs : GOA, Memoire de DEA - Orsay- Grignon): - iniţial a fost dezvoltat pentru estimarea randamentelor potenţiale maxime permise de condiţiile climatice (sume de temperaturi, radiaţie solară); - la ora actuală conţine şi un modul hidric care permite obţinerea producţiei reale; - poate fi cuplat cu un Sistem Informaţional Geografic (SIG) la scară mare. Modelul CORNGRO (Childs, ş.a., 1977 - A simplified model of corn growth under moisture stress. Transaction of the ASAE 20(5)): - elaborat pentru simularea creşterii porumbului în funcţie de apa disponibilă din sol, scop în care este alcătuit din două submodele independente: unul pentru transferul apei în sistemul sol-plantă iar cel de-al doilea pentru creştere; - pentru simularea dezvoltării utilizează, ca şi modelele precedente de altfel, sumele de temperaturi. Modelul CERES (Ritchie, J.T., 1985 - A user-oriented model of the soil water balance in wheat. In: Wheat Growth and Modelling, E. Fry and T.K. Atkin (eds.).Plenum Publishing Corporation, NATO-ASI Series; Ritchie, J.T., [.a., 1989 - A User`s Guide to CERES Maize-V2.10. International Fertilizer Development Center, Muscle Shoals, Alabama 35662) : - descrie procese fiziologice în mod diferit funcţie de specificul culturii;
205
- estimarea dinamicii fenofazelor se face pe baza sumelor de temperatură, fiecare fenofază având însă propria dependenţă de acumularea temperaturilor şi/sau de fotoperioadă, ceea ce determină în final lungimea perioadei de dezvoltare; - descrie procesele de formare a biomasei, incluzând influenţa principalelor elemente tehnologice (aprovizionare cu azot, fosfor, potasiu, aplicarea irigaţiilor, densitatea de semănat); - permite urmărirea dinamicii apei în sol; Modelul a cunoscut o serie de dezvoltări ulterioare : CERES-Wheat, CERES-Maize, SOYGRO, BEANGRO. Modelul CERES-Maize, în afara subrutinelor de intrare, de ieşire şi cele care se referă la bilanţul apei, conţine subrutine specializate pentru simularea fenologiei (PHENOL) şi pentru creştere (GROSUB). Prezentăm în continuare câţiva din algoritmii de calcul folosiţi de aceste subrutine, algoritmi care se sprijină pe multe din problemele prezentate în această lucrare.
MODELAREA FENOLOGIEI (SUBRUTINA PHENOL): • se calculează temperatura medie zilnică (TEMPM) ca media dintre temperatura maximă (TEMPMX) şi cea minimă (TEMPMN): TEMPM =
TEMPMX + TEMPMN 2
(17.1)
• se calculează gradele-zi peste un prag (temperatură de bază), TB , cu formula cunoscută:
DTT = TEMPM − TB
(17.2)
din care, prin însumare pe o perioadă anumită, rezultă sumele de temperaturi SUMDTT. • răsărirea seminţelor se va produce atunci când suma gradelor-zi (faţă de TB = 10°C ) socotite de la data semănatului, atinge valoarea P9 calculată funcţie de adâncimea de semănat (SDEPTH, cm):
P9 = 15,0 + 6,0 ⋅ SDEPTH
(17.3)
• fenofaza între răsărit şi sfârşitul fazei juvenile, temperatura de bază fiind considerată 8°C, se va realiza când suma gadelor-zi atinge o valoare P1 care depinde de hibrid (poate fi considerată aproximativ 220°C). • fenofaza cuprinsă între sfârşitul fazei juvenile şi iniţierea panicolului depinde de fotoperioadă (DL, ore). Viteza inducţiei florale (RATEIN) care determină lungimea acestei fenofaze se calculează cu formula:
1 (17.4) [4 + P 2 ⋅ (DL − 12,5)] fotoperioada , DL, se calculează pe baza formulelor astronomice care ţin cont de declinaţia solară (DEC), de numărul de ordine al zilei (JDATE) şi latitudine (LAT): RATEIN =
206
DL = 7,639 ⋅ ACOS ( DLV ) DLV =
− SIN ( LAT ) ⋅ SIN ( DEC ) − 0,1047 COS ( LAT ) ⋅ COS ( DEC )
(17.5)
DEC = 0,4093 ⋅ SIN (0,0172 ⋅ ( JDATE − 82,2))
Încheierea fenofazei se petrece atunci când, suma vitezelor inducţiei florale, calculate pentru fiecare zi (SIND) ajunge la valoarea 1. • pentru fenofaza iniţiere panicol - sfârşit creştere frunze şi mătăsit, suma temperaturilor peste pragul de 8°C, trebuie să ajungă la valoarea P3: ⎛ SUMDTT ⎞ P3 = ⎜ − 4 ⎟ ⋅ 38,9 + 96 − SUMDTT 21 ⎝ ⎠
(17.6)
SUMDTT fiind suma gradelor active acumulate de la răsărit până la începutul acestei faze. • pentru realizarea fazei următoare, mătăsit - începutul perioadei efective de umplere a bobului, trebuie să se acumuleze încă 170°C peste temperatura de bază de 8°C. • fenofaza care urmează, perioada efectivă de umplere a bobului, se va realiza când suma de temperaturi va avea valori cuprinse între 600 şi 850°C. • maturitatea fiziologică se realizează când suma de temperaturi SUMDTT va atinge o valoare P5, care diferă de la hibrid la hibrid.
MODELAREA CREŞTERII (SUBRUTINA GROSUB) • din radiaţia solară, SOLRAD, se calculează PAR în MJ m-2: PAR = 0,02 ⋅ SOLRAD
(17.7)
• producţia potenţială de substanţă uscată PCARB, exprimată în grame pe plantă se estimează plecând de la radiaţia activă fotosintetic şi indicele suprafeţei foliare: PCARB =
(
5,0 ⋅ PAR ⋅ 1 − e −0,65⋅LAI densitate
)
(17.8)
• producţia reală de substanţă uscată (CARBO): CARBO = PCARB ⋅ min (SH , SN , ST )
(17.9)
SH, SN, ST fiind indici pentru stresul hidric, al alimentării cu azot şi termic.
Stresul termic se calculează cu formula : 207
ST = 1 − 0,0025 ⋅ [(0,25 ⋅ TEMPMN + 0,75 ⋅ TEMPMX ) − 26]2 (17.10)
ceilalţi doi regăsindu-se în modulul special destinat, cel al factorilor limitativi. 17.2. Model empiric pentru estimarea producţiilor agricole
Un astfel de model, operaţional în unele ţări din Europa, este cel propus de Delecolle (1996 a) care se aplică în două etape: (1) estimarea randamentului unei culturi şi (2) estimarea suprafeţelor ocupate de acea cultură, producţia agricolă fiind rezultatul produsului acestora. 1. Randamentele se pot obţine fie cu ajutorul modelelor empirice, fie al celor deterministe. Modelele empirice propun exprimarea randamentului sub forma unei combinaţii liniare a factorilor climatici, din care lumina, radiaţia, temperatura şi apa sunt şi factori de vegetaţie: Randamentul = a1 ⋅ X 1 + a 2 ⋅ X 2+ L + a p ⋅ X p + b ⋅ t + ε (17.11) X 1, X 2 , L , X p fiind factorii climatici care intervin prin valori cumulate sau medii
pe porţiuni ale ciclului vegetal, t - o tendinţă temporală de care trebuie ţinut cont deoarece randamentele din perioada 1950-1980 au depins în mai mare măsură de progresele tehnologice decât de fluctuaţiile climatice interanuale. 2. Estimarea suprafeţelor ocupate de culturi se poate face prin mijloace clasice sau prin teledetecţie, aceasta constituind una din preocupările Proiectului MARS (Capitolul 8). Problematica modelării în agrometeorologie este foarte vastă şi fiecare model în parte necesită o prezentare detaliată care să precizeze condiţiile în care se poate aplica, de datele de intrare, de scara de timp şi de spaţiu la care poate fi utilizat. Întrebări
1. Care sunt tipurile de modele elaborate pentru studiul sistemului sol – plantă – atmosferă? 2. Care sunt modulele ce pot fi considerate comune pentru majoritatea modelelor de funcţionare a culturilor? 3. Ce legături puteţi stabili între algoritmul prezentat pentru modelul CERES – Maize şi problematica prezentată în capitolele anterioare? Bibliografie
1. Bonhomme, R.,s.a. (1995) - Introduction a la modelisation du fonctionnement physiologique d'un couvert, în : Actes de l'Ecole-Chercheurs INRA en Bioclimatologie, Le Croisic, 3-7 apr. 1995, vol.1; 2. Delecolle, R., ş.a.(1996 a) - Previsions des production agricoles, în Actes de l′Ecole Chercheurs INRA en Bioclimatologie,vol.2, Le Croisic, 25-29 mars; 3. Simota, C. (1998) - Dezvoltarea şi utilizarea unor modele de simulare matematică pentru estimarea modificărilor induse de schimbările climatice prognozate asupra elementelor de bilanţ al apei şi formării recoltelor, Teză doctorat, ASAS;
208
BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ BIOFIZICĂ
1. Bărbulescu, N., R. Ţiţeica, ş.a, 1972. – Fizica, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 2. Corneanu, G., 1989 – Radiosensibilitatea comparată a plantelor, în „Elemente de radiobiologie vegetală”, coord. Corneanu G., Ed. Ceres, Bucureşti; 3. Dimoftache, C., Sonia Herman, 1993 – Biofizică medicală, Ed. Cerma, Bucureşti; 4. Dissescu, C.A., ş.a., 1971 – Fizică şi climatologie agricolă, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 5. Dragomirescu, Elena, Rusu, Fl., Contrea,A., Bazac, Rodica,1979 – Elemente de biofizica, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 6. Fătu, D., Cornelia Costin, 1994 – Stări de agregare ale materiei, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 7. Flonta, Maria Luiza, D.G. Mărgineanu, L. Movileanu, 1992 - Biofizica, Universitatea Bucureşti, Facultatea de Biologie (litografiat); 8. Georgescu, L., I. Petrea, D. Borşan, 1976 – Fizica stării lichide, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 9. Hera, Cr., Alina Idriceanu, Margareta Bologa, 1984 – Tehnici nucleare în agricultură, Ed. Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti; 10. Mărgineanu, D.G., 1985 – Biofizica (termodinamica biologică), Universitatea din Bucureşti; 11. Mărgineanu, D.G., 1992 – Energetica lumii vii, Casa de editură „EDIMPEXSPERANŢA”, Bucureşti; 12. Milică, C., ş.a., 1982 – Fiziologie vegetală, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 13. Neniţescu, C.D., 1979 – Chimie generală, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 14. Nicolau, Cl., Z. Simon, 1968 – Biofizica Moleculară, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti; 15. Plăviţu, C.N., 1993, 1994 – Fizica Fenomenelor Termice, vol. I - III, Ed. Hyperion, XXI, Bucureşti; 16. Popescu, A., 1994 – Fundamentele biofizicii medicale, Ed. ALL, Bucureşti; 17. Popescu, Aurel, 1997 - Elemente de biofizică moleculară şi supramoleculară, Ed. All, Bucureşti; 18. Porumb, T., 1985 – Elemente de biofizică moleculară, Ed. Dacia, Cluj Napoca; 19. Săndoiu, Ileana, 2003 – Fizică şi elemente de biofizică cu aplicaţii în agricultură, Ed. Alma Mater, Sibiu; 20. Săndoiu, Ileana, 2005 – Fizica factorilor de mediu, Ed. Elisavaros, Bucureşti; 21. Sears, F.W., Zemansky, M.W., Young, H.D., 1983 – Fizică, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 22. Tănase, I. Gh, 2001 – Tehnici şi metode spectrometrice de analiză, Ed. Ars Docendi, Bucureşti; 23. Ţiţeica, Şerban, 1982 – Termodinamica , Ed. Academiei, Bucureşti; 24. Ţiţeica, Şerban, 1984 – Mecanica cuantică , Ed. Academiei, Bucureşti; 25. Ţugulea, Laura, 1999 – Aspecte biofizice în fotosinteza plantelor superioare, Ed. Universităţii din Bucureşti; 26. Vîlcu, Rodica, A. Dobrescu, 1982 – Termodinamica proceselor ireversibile, Ed. Tehnică, Bucureşti;
209
AGROMETEOROLOGIE
1. Apetroaiei, Şt.,1977 - Evaluarea şi prognoza bilanţului apei din sol, Ed.Ceres, Bucureşti; 2. Arlery, R.,s.a.,1973 - Climatologie. Methodes et practiques, Paris; 3. Baret, F.,s.a., 1995 - Proprietes optiques des sols et des feuilles, în : Actes de l'EcoleChercheurs INRA en Bioclimatologie, vol.I, Le Croisic, 3-7 apr.1995; 4. Boissard, P.G.,s.a., 1995 - Structure geometrique 3-D des couverts vegetaux, în : Actes de l'Ecole-Chercheurs INRA en Bioclimatologie, Le Croisic, 3-7 apr.1995,vol.1; 5. Bonhomme, R., 1994 - Les rayonnements solaires et le fonctionnement du couvert vegetal, în vol. “Agronomie Moderne, coord. Tayleb Ameziane, El Hassani, E. Persoons, Paris 6. Busuioc, Aristiţa, Cuculeanu, V. (coord), P. Tuinea, ş.a., 2003 – Impactul potential al schimbării climei în România, Ed. Ars Docendi, Bucureşti, 7. Canarache, A., 1990 – Fizica solurilor Agricole, Ed. Ceres, Bucureşti; 8. Dima, M., Ştefan, Sabina, 2008 – Fizica schimbărilor climatice, Ed. Ars Docendi, Universitatea din Bucureşti; 9. Dumitru, M., 1992 - Impactul ploilor acide asupra mediului ambiant. În vol. “Ecologie şi Protecţia Mediului“ (sub red. Ionescu, Al. Ş.a.), Călimăneşti; 10. Etling, D., M. Hantel, H. Kraus, C.-D. Schönwiese, 1987 - Climatology, Springer Verlag, Berlin; 11. Guyot, G., 1997 - Climatologie de l′environnement, Ed. Mason, Paris; 12. IMNH, 1995 - Instrucţiuni pentru staţiile Meteorologice (red. Al. Sabău), Bucureşti. 13. IPCC, 2007: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA 14. Lorius, C., 1991 - Climat et gaz a effect de serre: les donnees des arhives glaciaires, C.R. Acad. Sci., 8; 15. Marica, Adriana, 2000 - Impactul potenţial al schimbărilor climatice asupra ecosistemelor agricole, Teză doctorat, Universitatea Tehnică de Construcţii, Bucureşti; 16. MICĂ ENCICLOPEDIE AGRICOLĂ, 1988 - Coord. Prof. Dr.Doc. Gh. Bîlteanu, Ed. Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti. 17. Neacşa, O., O. Berbecel, 1979 - Climatologie şi agrometeorologie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti; 18. OMM, 1992 - The Global Climate System. Climate System Monitoring. Dec.1988-May 1991, Geneva; 19. Ritchie, J.T., 1972 - Model for predicting evaporation from a row crop with incomplete cover, Water Res.Res., 8, 1204-1213; 20. Săndoiu, Ileana , 2000– Agrometeorologie, Ed. Ceres, Bucureşti; 21. Săndoiu,Ileana, 2001 a – Măsurarea şi prelucrarea datelor meteorologice şi agrometeorologice, Ed. Alma Mater, Sibiu; 22. Shutleworth,W.J., J.S.Wallace, 1985 - Evaporation from sparse crops, Q.J.R.Meteorol.Soc.,11,839-855.
210
